mineralogia magnetica y paleomagnetismo en los...

UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMATICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

MINERALOGIA MAGNETICA Y PALEOMAGNETISMO EN LOS MEGAYACIMIENTOS TIPO PORFIDO

CUPRIFERO CHUQUICAMATA Y EL TENIENTE, CHILE

TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR EN CIENCIAS

MENCION GEOLOGIA

Natalia Isabel Astudillo Leyton

PROFESOR GUIA

BRIAN TOWNLEY CALLEJAS

MIEMBROS DE LA COMISION

VICTOR MAKSAEV JURCHUC

WALDO VIVALLO SANDOVAL

PIERRICK ROPERCH

JOSEPH MARTINOD

SANTIAGO DE CHILE

ABRIL 2008

RESUMEN DE LA TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE

DOCTOR EN CIENCIAS MENCION GEOLOGIA POR: Natalia Astudillo Leyton

PROF. GUIA: Brian Townley Callejas Pierrick Roperch

MINERALOGÍA MAGNÉTICA Y PALEOMAGNETISMO EN LOS MEGAYACIMIENTOS

TIPO PÓRFIDO CUPRÍFERO CHUQUICAMATA Y EL TENIENTE, CHILE

Los fenómenos de alteración hidrotermal y mineralización registrados en un yacimiento producen cambios en la mineralogía magnética de la roca huésped y, por ende, en sus propiedades magnéticas. Considerando que la magnetización remanente representa un registro de la historia geológica de una roca, se realizó un estudio paleomagnético en dos megayacimientos tipo pórfido cuprífero chilenos: (1) CHUQUICAMATA (Eoceno-Oligoceno), cuya mineralización se hospeda en rocas granodioríticas y (2) EL TENIENTE, (Mioceno-Plioceno) de roca huésped andesítica. El objetivo principal de esta investigación fue determinar los efectos de la alteración hidrotermal en la mineralogía ferromagnética de ambos yacimientos, para así aplicarlos a la interpretación de sus resultados paleomagnéticos.

Las rocas del yacimiento CHUQUICAMATA (limitado longitudinalmente por la Falla Oeste) presentan una disminución del magnetismo remanente natural (MRN) y susceptibilidad magnética (k) en función de la alteración cuarzo-sericita penetrativa, de mayor desarrollo en zonas cercanas a la falla. Esta situación no es reproducible al oeste de la Falla Oeste, ya que en la Granodiorita Fiesta ambos parámetros magnéticos no muestran variaciones espaciales mayores (MRN: ∼0.1 A/m y ∼0.01-0.05 SI). En esta unidad, la susceptibilidad magnética se correlaciona con magnetita gruesa hidrotermal, controlando también la fuerte anisotropía de susceptibilidad magnética (1.1<P<1.4). Por el contrario, el mineral portador de la magnetización remanente es de alta coercividad, probablemente titanohematita lamellar producto de alteración biotítico-clorítica. La foliación magnética es subvertical y presenta grandes variaciones de orientación correlacionadas con desviaciones antihorarias de la dirección característica (entre 330° a 230°) respecto a la polaridad normal esperada en el sector para el Eoceno. Los registros paleomagnéticos indica la presencia de rotaciones antihorarias (>100°) de pequeños bloques a escala hectométrica, asociadas a deformación a lo largo de la Falla Oeste, en acuerdo con interpretaciones tectónicas anteriores que sugieren un movimiento sinestral de ∼35 km. La polaridad inversa reconocida en ciertas rocas del Pórfido Este e intrusivos encajantes probablemente fue adquirida en relación a alteración potásico-silícica y/o fílica, reconociéndose sólo rotaciones y/o basculamientos localizados de pequeños bloques independientes entre sí.

En el yacimiento EL TENIENTE, los contrastes magnéticos entre los pórfido félsicos (k<0.001 SI) y el Complejo Máfico El Teniente [CMET] (<0.01<k<0.2 SI) son fuertes. El principal mineral “ferromagnético” presente en estas rocas es magnetita, clasificada según sus características magnéticas en magnetita gruesa multidominio, de baja coersividad, responsable de las variaciones de susceptibilidad en la roca huésped mineralizada; y magnetita fina pseudo dominio simple-dominio simple, de moderada-alta coersividad, a la que se relaciona la estabilidad de la magnetización remanente, particularmente en el CMET. En base a su asociación mineral, las observaciones petrográfico-químicas permiten clasificar la magnetita en 5 sub-tipos: [i] TIPO 1a: magnetita fina en plagioclasa; [ii] TIPO 1b: magnetita fina+cuarzo criptocristalino (masa fundamental y vetillas); [iii] TIPO 2: magnetita gruesa+biotita+(>>anhidrita-cuarzo); [iv] TIPO 3: magnetita gruesa+clorita +cuarzo difuso+rutilo; y [v] TIPO 4: magnetita gruesa+turmalina+cuarzo difuso. A nivel de la mina, existe una zonación areal de polaridades magnéticas, registrando las rocas una polaridad INVERSA en el sector N-NE, probablemente relacionada la intrusión del Pórfido Dacítico Teniente, que muestra la misma polaridad. En el sector S-SE la polaridad es NORMAL. La magnetización es de origen químico/termorremanente, asociada a la mineralización. Dadas las frecuentes inversiones de polaridad para el campo magnético terrestre entre los 4.5-5 Ma, la ausencia de superposición de magnetización opuesta en una misma muestra sugiere que la adquisición de este parámetro fue muy rápida (∼0.1-0.2 Ma) dentro de periodos sucesivos. Las direcciones características no muestran rotación tectónica ni basculamiento del yacimiento posterior a la mineralización.

RESUME en Français

MINÉRALOGIE MAGNÉTIQUE ET PALEOMAGNÉTISME DANS LES MEGAGISEMENTS TYPE PORPHYRE CUPRIFÈRE CHUQUICAMATA ET EL TENIENTE, CHILI

Les altérations hydrothermales et minéralisations enregistrées dans un gisement produisent des

changements dans la minéralogie magnétique de la roche encaissante et, par conséquent, dans leurs propriétés magnétiques. En considérant que l’aimantation rémanente peut être utilisée comme marqueur de l'histoire géologique d'une roche, on a effectué une étude paléomagnétique dans deux méga-gisements de type porphyre cuprifère au Chili : (1) CHUQUICAMATA (Eocène-Oligocène), dont la minéralisation est hébergée dans des roches granodioritiques; et (2) EL TENIENTE (Miocène supérieur-Pliocène inférieur) avec un complexe de roches andésitiques minéralisées. L'objectif principal de cette recherche a été de déterminer les effets de l’altération hydrothermale sur la minéralogie magnétique et les enregistrements paléomagnétiques.

Le gisement de Chuquicamata est limité longitudinalement par une faille majeure (Falla oeste) et les minéralisations d’intérêt économique sont principalement concentrées à l’est de la faille. La susceptibilité magnétique et l’intensité de l’aimantation rémanente diminuent fortement en fonction de l’altération quartz-séricite qui augmente à l’approche de la faille. L’intensité de la déformation tectonique qui se surimpose aux effets de minéralisations ne permet pas de conserver un signal paléomagnétique cohérent dans les roches minéralisées de Chuquicamata. A l’ouest de la Falla Oeste, la situation est différente au niveau de la granodiorite Fiesta sans minéralisation d’intérêt économique. La susceptibilité magnétique (k ~0.01-0.05 SI) et l’intensité de l’aimantation rémanente naturelle (~0.1 Am-1) ne présentent pas de variation spatiale majeure. La susceptibilité magnétique est dominée par de la magnétite en gros grains qui est le porteur de la forte anisotropie de la susceptibilité magnétique (1.1<P<1.4) de la Granodiorite Fiesta. Par contre les directions caractéristiques de l’aimantation rémanente de polarité normale sont portées par une autre phase magnétique de plus haute coercivité liée à la formation de lamelles de titano-hématite lors del’altération à biotite et chlorite. La foliation magnétique est sub-verticale et présente de larges variations d’orientation corrélées aux déviations antihoraires de la déclinaison magnétique de l’aimantation rémanente (entre 330° à 230°). Les enregistrements paléomagnétiques sont interprétés comme la conséquence de rotations antihoraires de petits blocs associés à la déformation le long de la Falla Oeste en accord avec les interprétations tectoniques antérieures suggérant un mouvement sénestre de ~35km ayant permis la juxtaposition du porphyre cuprifère de Chuquicamata avec la granodiorite Fiesta.

Dans le gisement d’EL Teniente, les contrastes magnétiques sont forts entre les dacites et quartz-diorite faiblement magnétique (k <0.001 SI) et le complexe d’andésites (CMET) (<0.01 < k < 0.2 SI). Le principal minéral "ferromagnétique" présent dans ces roches est la magnétite. Sur la base des associations minérales, les observations pétrographiques permettent de classer la magnétite dans 5 sous-types : [i] TYPE 1a: magnétite en grains fins dans les plagioclases; [ii] TYPE 1b: magnétite en grains fins +quartz crypto-cristalin (masse fondamentale et veines); [iii] TYPE 2: magnétite en gros grains+biotite+(>>anhydrite-quartz); [iv] TYPE 3: magnétite en gros grains+chlorite+quartz diffus +rutilo; et [v] TYPE 4: magnétite en gros grains+tourmaline+ quartz diffus. Une aimantation rémanente très stable portée par la magnétite en grains fins est mise en évidence particulièrement dans les « andésites » minéralisées. Une zonation spatiale de la polarité magnétique est clairement mise en évidence au niveau de la mine. Dans le secteur N-NE une polarité INVERSE est enregistrée en probable relation avec l'intrusion du Porphyre Dacitique El Teniente aussi de polarité inverse. Dans le secteur S-SE, la polarité est normale. L’aimantation rémanente naturelle est d’origine chimique/ thermorémanente et est acquise au cours de la minéralisation. Compte tenu des fréquentes inversions de polarité du champ magnétique terrestre au cours de la période 4.5-5Ma, l’absence de superposition d’aimantation de polarité opposée au sein du même échantillon suggère une acquisition d’aimantation et de minéralisation très rapide (~0.1-0.2Ma) au cours d’épisodes successifs. Les directions caractéristiques ne montrent ni rotation tectonique ni basculement du gisement postérieur à la minéralisation.

AGRADECIMIENTOS / REMERCIEMENTS

Antes de acordarme de todas aquellas personas que, en alguna medida, intervinieron para que esta tesis llegara (por fin!!!) a término, quiero agradecer al proyecto MECESUP N°0020 et l’Institut de Recherche pour le Développement (IRD), por entregarme el financiamiento con el que aprendí a vivir con mis recursos. Surtout à l’IRD pour me donner l’opportunité de vivre et de connaître d’autres pays, chose que jamais je n’aurais imaginée en commençant mon doctorat. También agradecer a mis directores de tesis: Brian Townley, quien, además de entregarme su amistad y apoyo durante todos estos años, desde un principio tuvo confianza que sería capaz de llevar esto hasta el final… hubo momentos en que creí que tenía más fe en mí que aquella que yo me tenía. A Pierrick Roperch pour me donner la possibilité de faire une thèse avec lui et une grande part de mes analyses dans des laboratoires possédant une technologie de dernière génération. Merci pour m’aider à arpenter les chemins compliqués du paléomagnétisme. Je voudrais lui dire que, même si l’on n’est pas toujours génial, il est toujours possible de le compenser avec de l’effort et beaucoup de boulot. Je voudrais aussi remercier Gérard Herail et Joseph Martinod pour me donner l’opportunité et trouver les mots justes pendant mon long stage à Toulouse, ainsi que pour le financement d’une grande part de la recherche (merci Joseph à vous et à votre femme qui avez toujours eu un moment pour moi). Agradezco a Victor Maksaev, Waldo Vivallo y Katja Deckart por escucharme, aconsejarme y enseñarme a interpretar ciertos resultados misteriosos. A Monsieur Gabriel Carlier pour ses corrections et commentaires. A César Arriagada por el trabajo conjunto en ambos yacimientos. A la gente de la Superintendencia de Geología CODELCO Norte (Chuquicamata), especialmente a Victorino Moyano y Felipe Rosas (Q.E.P.D). A la Superintendencia de geología de CODELCO división El Teniente por la ayuda, gracias Ludovina por todo y por la paciencia! y a Alexandra Skewes por su cyberapoyo. A Ernesto Ramírez y Carlos Palacios, por el trabajo en colaboración en Mantos Blancos. A Mauricio Belmar, por la ayuda en la microsonda. Egalement je remercie Jean-Luc Bouchez pour ses commentaires toujours pertinents, Roberto Siquiera et Annick Chauvin pour la mise à disposition du laboratoire du paléomagnétisme de Toulouse et Rennes et Philippe de Parseval pour son aide lors des séances de microsonde. Merci Thierry Aigouy pour votre patience et pour les agréables conversations durant les interminables jours de microscopie électronique ; vous m’avez appris que les minéraux vus dans le MEB ont des formes parfois trop capricieuses !!!. Para mis eternas consejeras académicas Maria Rosa Rocco y Cristina Maureira, siempre dispuestas a perder el tiempo por mí. Je remercie aussi Brigitte Barbin et Nicole Guerrero qui ont toujours essayé de résoudre mes problèmes de Chilienne un peu perdue dans le labo.

A todos esos seres que se llevan pedacitos de mi corazón con ellos: dentro del doc en Chile, a Millarca y Silke…no saben lo que las estimo y

cuánto me han ayudado a arrastrar esta cosa hasta el final niñas… Al Rodrigo Luca, por el cariño, paciencia, conversaciones y por siempre estar ahí para el que lo necesite…Al Caldera y la Chica Cecilia siempre rebosantes de alegría y con una sonrisa que regalarme, a Valentina, Tania, Kitty, pero muy por sobretodo a Lissette quien me regaló su amistad… A Joseline, su cariño desinteresado y conciertos, la Pita y sus conversaciones, a Creixell y ese don de la tranquilidad intrínseco que tiene para entregar, Felipe Espinoza y su apoyo en Toulouse, A Patilo, El Papelucho, La Claire, el Schilling, Fer, Pancho, Solari, en fin… a todos. Fuera de estas paredes, a la Pati y el MSN, quien siempre tuvo tiempo para mis achaques en Franchutelandia, a la Ilse, siempre la misma, Rodrigo González por las interminables conversaciones en torno a un tecito y los viajes a Carcassone, Rodrigo Riquelme, por ser un amigo con memoria. En mi nueva etapa a mis colegas: Rodrigo y JP, Vlamir y Jano. Sobretodo a Don Waldo, quien me dio la oportunidad de saber qué se siente ser compensado por hacer lo que a uno le gusta y a la Rosita. También a mis amigos los descontinuados: Javiera, Fabiola, Papo, Domi, Claudia, Mariana y Caroly, que a veces se acuerdan que existo ☺.

Presque une année et demie passée à Toulouse où j’ai vécu pas mal de choses avec des gens très gentils que je ne voudrais pas oublier. En

premier lieu, Vincent qui m’a acceptée sans me connaître au début, recommandée par Patilo, et qui m’a donné son amitié et ouvert les yeux sur tous mes préjugés sur les Français (malgré tout, tu seras toujours un « Famme », c’est inévitable de par la nature des Français). Sébastien, qui m’a supportée dans son bureau. Magali, dont l’enthousiasme et les paroles m’ont toujours remonté le moral. Amaro, con quien más de una vez no nos tuvimos paciencia. Aux brésiliennes: Michely et ses rires inoubliables, et Joesila et ses choses folles! Aussi à Prosper. Los amigos ecuatorianos José y mi Querida Carolina Bernal… no sabes cuánto hubiese deseado estar más tiempo juntas, eres una persona realmente buena. A Matías y sus laaargas conversaciones, Teresa y Waldo por sus buenas vibras. Amaranta por enseñarme francés. Je suis reconnaissante à Michel de Saint-Blanquat et Philippe Olivier pour leurs paroles et les châteaux (ils sont vrais et n’existent pas seulement dans les livres). Je n’oublierais pas les enfants de Rennes et les repas ensemble, surtout à Miriam et Giulian qui ne m’ont jamais laissé seule, bien que je venais de Toulouse. A tous, merci, merci et merci…

…Y como olvidar a mi familia, quienes han sido un apoyo constante no solamente a lo largo de la tesis, estos 6 años, sino que en todo momento.

A Xavierito (profesor Emeryto de nacimiento) a quien le tocó aguantarme estos últimos años…Te agradezco las cuentas de teléfono que pagabas, las conversaciones interminables, tu cariño incuestionable y sobretodo que me quieras como soy… es por eso que trato de seguir pensando que el intento vale la pena… sobretodo te agradezco el que te despertaras de madrugada y me contestaras el teléfono cuando tenía crisis de pánico cuando me quedaba sóla en Toulouse a las 3 de la madrugada (con lo que te gusta dormir, se lo difícil que fue para ti)... A mi madrecita preciosa Margarita, a la que le debo en gran parte estar donde estoy. Ella me enseño que siempre hay que empujar hacia delante, no sabes lo orgullosa que estoy que seas mi mama y que sigue constantemente ayudándome en todo sentido. Todo esto es para ti también. Como olvidar a Don Rubén, la figura paterna de nuestra casa, quien pone estabilidad al caos allí reinante, a Blanca y Jorge, quienes están en las buenas y en las malas... A los Tyther-Allende… Enfin, je tiens à remercier aussi tous les bons moments et la préoccupation de Marie-Pierre, ma belle-mère qui, malgré le peu qu’elle m’avait connue avant mon stage à Toulouse, m’a reçue pendant les moments difficiles pour moi, comme les fêtes sans ma famille chilienne et Xavier… Je n’oublie pas non plus Colette et sa joie et mes petits neveux Enzo et Mattéo, les petits filous qui m’amusent toujours.

Finalmente y aunque no estén aquí, siempre los recuerdo: Miguel y Pedro Leyton, Olivia y Olavia Allende…

LOS EXPLORADORES

Tres cronopios y un fama se asocian espeleológicamente para descubrir las fuentes subterráneas de un manantial. Llegados a la boca de la caverna, un cronopio desciende sostenido por los otros, llevando a la espalda un paquete con sus sándwiches preferidos (de queso). Los dos cronopios-cabrestante lo dejan bajar poco a poco, y el fama escribe en un gran cuaderno los detalles de la expedición. Pronto llega un primer mensaje del cronopio: furioso porque se han equivocado y le han puesto sándwiches de jamón. Agita la cuerda, y exige que lo suban. Los cronopios-cabrestante se consultan afligidos, y el fama se yergue en toda su terrible estatura y dice: NO, con tal violencia que los cronopios sueltan la soga y acuden a calmarlo. Están en eso cuando llega otro mensaje, porque el cronopio ha caído justamente sobre las fuentes del manantial, y desde ahí comunica que todo va mal, entre injurias y lágrimas informa que los sándwiches son todos de jamón, que por más que mira y mira entre los sándwiches de jamón no hay ni uno solo de queso.

Julio Cortazar “Historias de Cronopios y de Famas”

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INDICE DE TEXTO i CAPITULO 1: INTRODUCCION....................................................................................................................1 1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA ................................................................................................................2 1.2 OBJETIVOS E HIPOTESIS....................................................................................................................................5

HIPOTESIS ....................................................................................................................................................................................5 OBJETIVO GENERAL...................................................................................................................................................................5 OBJETIVOS ESPECIFICOS..........................................................................................................................................................5

1.3 METODOLOGIA ...................................................................................................................................................6 1.3.1 ESTUDIO BIBLIOGRAFICO.............................................................................................................................................6 1.3.2 MUESTREO.......................................................................................................................................................................6 1.3.3 ESTUDIO PALEOMAGNETICO .......................................................................................................................................7 1.3.4 ESTUDIO MINERALOGICO.............................................................................................................................................8 1.3.5 QUIMISMO MINERAL.....................................................................................................................................................8 1.3.6 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA....................................................................................9

1.4 SINTESIS BIBLIOGRAFICA ..............................................................................................................................11 1.4.1 PORFIDOS CUPRIFEROS............................................................................................................................................. 11 1.4.2 MINERALOGIA MAGNETICA EN SISTEMAS HIDROTERMALES Y SUPERGENOS ................................................. 17 1.4.3 PALEOMAGNETISMO Y MINERALOGIA MAGNETICA EN YACIMIENTOS DE ORIGEN HIDROTERMAL .......... 28

CAPITULO 2: ALTERACION HIDROTERMAL, PROPIEDADES MAGNETICAS Y MINERALOGIA FERROMAGNETICA DEL YACIMIENTO TIPO PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA Y GRANITOIDES ALTERADOS (BLOQUE ESTE DE LA MINA) .................................................................30

2.1 UBICACION Y GENERALIDADES ...................................................................................................................31 2.2 GEOLOGIA DEL YACIMIENTO........................................................................................................................32

2.2.1 MARCO GEOLOGICO LOCAL...................................................................................................................................... 32 2.2.2 ALTERACION Y MINERALIZACION............................................................................................................................. 36 2.2.3 ESTRUCTURAS PRESENTES EN EL DISTRITO........................................................................................................... 39

2.3 RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS EN EL SISTEMA TIPO PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA..............................................................................................................................................44

2.3.1 MUESTREO.................................................................................................................................................................... 442.3.2 PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES AL ESTE DE LA FALLA OESTE .. 472.3.3 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA................................................................................. 53 2.3.4 CRISTALOQUIMICA DE MINERALES FERROMAGNETICOS EN EL YACIMIENTO CHUQUICAMATA............. 562.3.5 MINERALES PORTADORES DE LA MAGNETIZACION REMANENTE: ANALISIS DE LAS CURVAS DE

DESMAGNETIZACION .................................................................................................................................................. 57 2.3.6 MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (MRN) Y SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k) EN EL BLOQUE ESTE DE

LA MINA CHUQUICAMATA ......................................................................................................................................... 60 2.4 DISCUSIONES.....................................................................................................................................................70 2.5 CONCLUSIONES ................................................................................................................................................77 CAPITULO 3: ALTERACION HIDROTERMAL, PROPIEDADES MAGNETICAS Y MINERALOGIA FERROMAGNETICA DEL COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA (GRANODIORITA FIESTA-ANTENA). DISTRITO CHUQUICAMATA......................................................................................................................78

3.1 INTRODUCCION ................................................................................................................................................79 3.2 RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS EN EL COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA:

GRANODIORITA FIESTA-ANTENA ................................................................................................................80 3.2.1 MUESTREO.................................................................................................................................................................... 80 3.2.2 PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES CORRESPONDIENTES A LA

GRANODIORITA FIESTA-ANTENA .............................................................................................................................. 82 3.2.3 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA EN LA GRANODIORITA FIESTA-ANTENA .......... 91 3.2.4 CRISTALOQUÍMICA DE MINERALES MAGNETICOS EN EL SISTEMA FORTUNA-ANTENA................................. 94 3.2.5 MINERALES PORTADORES DE LA MAGNETIZACION REMANENTE: CURVAS DE DESMAGNETIZACION ..... 106 3.2.6 MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (MRN) VERSUS SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k) PARA LA

GRANODIORITA FIESTA y ANTENA.......................................................................................................................... 1083.3 DISCUSIONES...................................................................................................................................................111 3.4 CONCLUSIONES ..............................................................................................................................................115

INDICE DE TEXTO ii

CAPITULO 4: PALEOMAGNETISMO EN EL YACIMIENTO CHUQUICAMATA: APLICACION DE LOS RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS PARA LA VALIDACIÓN DE INTERPRETACIONES ESTRUCTURALES EN SISTEMAS HIDROTERMALES......................................................................... 116

4.1 RESUMEN...........................................................................................................................................................117 4.2 PUBLICACION: IMPORTANCE OF SMALL-BLOCK ROTATION IN DAMAGE ZONES ALONG TRANSCURRENT FAULTS.

EVIDENCE FROM THE CHUQUICAMATA OPEN PIT, NORTHERN CHILE .....................................................................118 ABSTRACT................................................................................................................................................................................ 118 INTRODUCTION...................................................................................................................................................................... 118 GEOLOGICAL BACKGROUND .............................................................................................................................................. 119 SAMPLING AND METHODS................................................................................................................................................... 121 OPTICAL AND SEM OBSERVATION OF FE-TI OXIDES ...................................................................................................... 122 PALEOMAGNETISM................................................................................................................................................................ 125

MAGNETIC PROPERTIES ........................................................................................................................................................ 125 CHARACTERISTIC DIRECTIONS............................................................................................................................................... 126

MAGNETIC FABRIC................................................................................................................................................................ 128 ANISOTROPY OF MAGNETIC SUSCEPTIBILITY........................................................................................................................... 128 ANISOTROPY OF REMANENT MAGNETIZATION ......................................................................................................................... 128 RELATION BETWEEN AMS AND CHARACTERISTIC DIRECTIONS .................................................................................................. 130

DISCUSSION............................................................................................................................................................................ 130 MAGNETIC PROPERTIES AND HYDROTHERMAL ALTERATION IN THE FIC...................................................................................... 130 STRUCTURAL IMPLICATIONS .................................................................................................................................................. 131

CONCLUSION.......................................................................................................................................................................... 135 ACKNOWLEDGMENTS ........................................................................................................................................................... 135 REFERENCES .......................................................................................................................................................................... 136

CAPITULO 5: PETROGRAFIA Y ALTERACION HIDROTERMAL EN EL YACIMIENTO EL TENIENTE Y SU RELACION CON LA MINERALOGIA FERROMAGNETICA ......................................................... 138

5.1 INTRODUCCION ..............................................................................................................................................139 5.2 GEOLOGIA DEL YACIMIENTO......................................................................................................................141

5.2.1 MARCO GEOLOGICO LOCAL.................................................................................................................................... 141 5.2.2 ALTERACION Y MINERALIZACION........................................................................................................................... 144 5.2.3 ESTRUCTURAS ............................................................................................................................................................ 147

5.3 PETROGRAFIA Y TIPOS DE ALTERACION HIDROTERMAL RECONOCIDOS DENTRO DE LA MINA ..................................................................................................................................................................150

5.3.1 MUESTREO.................................................................................................................................................................. 150 5.3.2 EVIDENCIAS DE ALTERACION HIDROTERMAL POR SECTOR Y/O SONDAJE.................................................... 157

5.4 ASOCIACIONES DE ALTERACION HIDROTERMAL VERSUS MINERALOGIA MAGNETICA ............162 5.4.1 FAMILIA I: MAGNETITA FINA (en plagioclasa-con cuarzo en masa fundamental-con cuarzo en vetillas) ............... 162 5.4.2 FAMILIA II: MAGNETITA + BIOTITA. Distinción entre asociaciones mineralógicas que involucran

biotitización................................................................................................................................................................... 178 5.4.3 FAMILIA III: CLORITIZACION+MAGNETITA GRUESA........................................................................................... 192 5.4.4 FAMILIA IV: MAGNETITA GRUESA ASOCIADA CON TURMALINA....................................................................... 195

5.5 DIFERENCIAS QUIMICAS ENTRE MAGNETITAS CORRESPONDIENTES A LAS ASOCIACIONES MINERALOGICAS PREVIAS ..........................................................................................................................197

5.6 DISCUSIONES...................................................................................................................................................201 5.7 CONCLUSIONES ..............................................................................................................................................206

INDICE DE TEXTO iii CAPITULO 6: PROPIEDADES MAGNETICAS DE ROCAS MINERALIZADAS EN EL YACIMIENTO TIPO PORFIDO CUPRIFERO EL TENIENTE.......................................................................................... 208

6.1 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA.................................................................209 6.1.1 ANALISIS DE MAGNETISMO REMANENTE ISOTERMAL (IRM) ............................................................................. 209 6.1.2 ANALISIS DE CAMPO COERSITIVO REMANENTE (Hcr) ......................................................................................... 210 6.1.3 CICLOS DE HISTERESIS EN EL COMPLEJO MAFICO EL TENIENTE (CMET)..................................................... 211 6.1.4 CURVAS SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k) VERSUS TEMPERATURA (T)........................................................ 213

6.2 MINERALES PORTADORES DE LA MAGNETIZACION REMANENTE: CURVAS DE DEMAGNETIZACION......................................................................................................................................216

6.3 DISTRIBUCION DEL MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (MRN), SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (K) Y POLARIDAD MAGNETICA EN LOS SECTORES DE MUESTREO DE LA MINA EL TENIENTE .........................................................................................................................................................218

6.2.1 SECTOR ESMERALDA................................................................................................................................................. 218 6.2.2 SECTOR TENIENTE SUB-6 ......................................................................................................................................... 220 6.2.3 SECTOR REGIMIENTO ............................................................................................................................................... 220

6.4 INTENSIDAD DE MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (NRM) VERSUS SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (K) ...............................................................................................................................................225

6.5 DISCUSIONES...................................................................................................................................................229 6.6 CONCLUSIONES ..............................................................................................................................................237

CAPITULO 7: PALEOMAGNETISMO EN EL YACIMIENTO EL TENIENTE: INTERPRETACION DE LOS RESULTADOS PALEOMAGNETICOS EN FUNCION DE LAS CARACTERISTICAS PETROGRAFICO-QUIMICAS Y MAGNETICAS OBTENIDAS A PARTIR DE LAS ROCAS ALTERADAS ............................................................................................................................................ 239

7.1 RESUMEN...........................................................................................................................................................240 7.2 PROYECTO DE PUBLICACION: MAGNETIC POLARITY ZONATION WITHIN THE EL TENIENTE CU-MO GIANT

PORPHYRY DEPOSIT .............................................................................................................................................241 ABSTRACT................................................................................................................................................................................ 241 INTRODUCTION...................................................................................................................................................................... 242 GEOLOGY ................................................................................................................................................................................ 247

MINERALIZATION AT EL TENIENTE ......................................................................................................................................... 247TECTONIC SETTING ............................................................................................................................................................. 250

PALEOMAGNETIC SAMPLING AND METHODS.................................................................................................................. 250 PALEOMAGNETIC RESULTS ................................................................................................................................................. 252

MAGNETIC PROPERTIES ....................................................................................................................................................... 252CHARACTERISTIC DIRECTIONS............................................................................................................................................... 256

DISCUSSIONS.......................................................................................................................................................................... 265 MAGNETIC MINERALOGY AND NATURE OF THE REMANENT MAGNETIZATION ............................................................................... 266 MAGNETIC POLARITY ZONATION WITHIN THE DEPOSIT ............................................................................................................. 268

CONCLUSIONS........................................................................................................................................................................ 271 ACKNOWLEDGMENTS ........................................................................................................................................................... 272 REFERENCES .......................................................................................................................................................................... 272

CAPITULO 8: DISCUSION GENERAL .................................................................................................... 276 8.1 COMPARACION DE LA SEÑAL MAGNETICA ASOCIADA A YACIMIENTOS TIPO PORFIDO

CUPRIFERO.......................................................................................................................................................277 8.2 CONTRASTES MAGNETICOS DE ROCAS MINERALIZADAS CON RESPECTO A UN “BACKGROUND”

DISTRITAL ........................................................................................................................................................280 CASO CHUQUICAMATA .................................................................................................................................................... 280 CASO EL TENIENTE.......................................................................................................................................................... 285

CAPITULO 9: CONCLUSIONES.............................................................................................................. 289

REFERENCIAS......................................................................................................................................... 295

INDICE DE FIGURAS iv CAPITULO 1

Figura 1.1: Ubicación de las franjas metalogénicas de pórfidos cupríferos andinos.........................................................................4 Figura 1.2: Diagrama de flujo representativo de la metodología seguida dentro de la investigación.............................................. 10 Figura 1.3: Zonación clásica de un modelo tipo pórfido cuprífero ................................................................................................. 12 Figura 1.4: Evolución paragenética de alteración hidrotermal en sistemas tipo pórfido cuprífero.................................................. 14 Figura 1.5: Perfil de enriquecimiento supérgeno idealizado para un sistema tipo pórfido cuprífero .............................................. 16 Figura 1.6: Diagrama ternario composicional para óxidos de Fe-Ti ............................................................................................... 18 Figura 1.7: Gráficos pH versus fO2 para el sistema Fe-S-O-H a 200°C, presión de vapor saturado en agua (SWVP) y diferentes

concentraciones de azufre ............................................................................................................................................ 19 Figura 1.8: Reacción de una roca de composición andesítica al ser sometida al paso de un gas magmático ácido condensado

diluido a 300°C ............................................................................................................................................................ 20 Figura 1.8 (cont.): Evolución del fluido descrito a través del paso en roca huésped ...................................................................... 21 Figura 1.9: (a) Diagrama ternario correspondiente a paragénesis susceptibles de producir cambios de las asociaciones

mineralógicas de óxidos de Fe-Ti existentes en una roca al ser sometidas a nuevas condiciones impuestas por un evento geológico posterior. (b), (c) y (d) Cambio de asociaciones mineralógicas en el diagrama de fases para los óxidos de Fe-Ti respecto a la temperatura .................................................................................................................... 23

Figura 1.10: Texturas de exsolución-oxidación-reemplazo de óxidos de Fe-Ti primarios.............................................................. 26 Figura 1.11: Modelo de magnetismo lamellar multicapa................................................................................................................ 28

CAPITULO 2

Figura 2.1: Ubicación del yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata .................................................................................. 31 Figura 2.2: Geología regional del distrito ....................................................................................................................................... 34 Figura 2.3: Geología del yacimiento............................................................................................................................................... 35 Figura 2.4: Distribución en planta de los eventos de (a) alteración hidrotermal y (b) mineralización en el yacimiento ................. 38 Figura 2.5: Configuración estructural de la Falla Oeste y la Falla Mesabi tanto dentro de la mina Chuquicamata como en el

contexto distrital........................................................................................................................................................... 42 Figura 2.6: Diferentes modelos de dominios estructurales presentes en el yacimiento................................................................... 43 Figura 2.7: Mapa geológico de la mina Chuquicamata, donde se muestra la ubicación de los sitios y sondajes muestreados al este

de la Falla Oeste ........................................................................................................................................................... 45 Figura 2.8: Ubicación de los sitios y sondajes muestreados en el bloque este de la mina Chuquicamata versus la distribución de

los tipos de alteración hidrotermal presentes en el yacimiento..................................................................................... 46 Figura 2.9: Evidencias de alteración hidrotermal selectiva en el yacimiento.................................................................................. 49 Figura 2.10: Evidencias de alteración penetrativa y mineralización en el yacimiento .................................................................... 50 Figura 2.11: Evidencias de alteración hidrotermal y deformación en el Granito Este y Zona de Deformación Este ...................... 52 Figura 2.12: Curvas IRM asociadas a (a) Pórfido Este, con diferentes grados de alteración y (b) intrusivos huésped de la

mineralización: Granito Este y Granodiorita Elena cloritizados................................................................................... 54 Figura 2.13: Diagrama de variación de la magnetización inducida v/s intensidad magnética adquirida normalizada para muestras

asociadas al Pórfido Este y la Granodiorita Este .......................................................................................................... 55 Figura 2.14: Gráficos de susceptibilidad magnética (k) versus temperatura (t) para unidades al este de la Falla Oeste ................. 56 Figura 2.15: Triángulo composicional para óxidos de Fe-Ti que ilustra la ubicación de los análisis asociados al yacimiento

Chuquicamata............................................................................................................................................................... 57 Figura 2.16: Curvas de demagnetización asociadas al Pórfido Este con diferentes grados de alteración; intrusivos encajantes

(Granodiorita Elena-Granito Este) cloritizados y Zona de Deformación Este.............................................................. 59 Figura 2.17: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) versus susceptibilidad (k) para el bloque este

mineralizado................................................................................................................................................................. 64 Figura 2.18: (a) Gráfico de isoconcentración de puntos, donde se definen los grupos mencionados en el texto. (b) Clasificacion de

los puntos (MRN, k) segun el algoritmo del vecino más cercano. Gráfico Q=Mo/kH versus (c) MRN y (d) k ........... 65 Figura 2.19: Modelamiento de la distribución en planta de los parámetros magnéticos versus litología y alteración

hidrotermal ................................................................................................................................................................... 66 Figura 2.20: Columna magnética simplificada del yacimiento Chuquicamata, en el que se indican los intervalos de edades con su

respectivo rango de error asociado correspondientes al emplazamiento de los intrusivos, pórfidos y los eventos de alteración hidrotermal-supérgena involucrados en su génesis ...................................................................................... 73

Figura 2.21: Trayectorias probables asociadas a los cambios de parámetros fisicoquímicos respecto a la alteración hidrotermal cuarzo-sericita para las muestras correspondientes al bloque este mineralizado .......................................................... 75

CAPITULO 3

Figura 3.1: Muestreo paleomagnético asociado a la Granodiorita Fiesta, dentro de la mina y en sectores aledaños ...................... 81 Figura 3.2: Evidencias de alteración registrada en la Granodiorita Fiesta ...................................................................................... 82 Figura 3.3: Texturas de oxidación asociadas a los diferentes óxidos de Fe-Ti descritos en la Granodiorita Fiesta ........................ 85

INDICE DE FIGURAS v Figura 3.4: Pseudomorfo de titanomagnetita con inclusiones de apatito magmático euhedral (Fi1b06A)...................................... 86 Figura 3.5: Metasomatismo de ilmenita por esfeno, relacionado además a exsolución granular de rutilo-hematitaSS-

pseudobrookita ............................................................................................................................................................. 87 Figura 3.6: Evidencias petrográficas de eventos de alteración registrados en la Granodiorita Antena ........................................... 89 Figura 3.7: Texturas de oxidación asociada a los diferentes óxidos de Fe-Ti descritos en la Granodiorita Antena ........................ 90 Figura 3.8: Curvas IRM asociadas a muestras de la Granodiorita Fiesta y Granodiorita Antena ................................................... 91 Figura 3.9: Gráfico de variación de magnetización inducida v/s intensidad magnética adquirida normalizada para muestras

asociadas a la Granodiorita Fiesta y Antena................................................................................................................. 92 Figura 3.10: Gráficos de susceptibilidad magnética (k) versus temperatura (T) para muestras pertenecientes a la Granodiorita

Fiesta y Antena............................................................................................................................................................. 93 Figura 3.11: Oxidos de Fe-Ti en la granodiorita Fiesta, indicando los puntos de análisis por microsonda..................................... 95 Figura 3.12: Diagrama ternario de clasificación de óxidos de Fe-Ti para los análisis de la Granodiorita Fiesta ............................ 98 Figura 3.13: Gráficos de logaritmo de porcentaje en peso en óxidos para hematitaSS, ilmenitaSS y magnetita ............................. 100 Figura 3.14: Análisis seleccionados de ilmenitaSS y hematitaSS lamellar, graficados en términos de la razón de sustitución

acoplada 2Ti/(2Ti+R3+) y la razón de sustitución catiónica........................................................................................ 101 Figura 3.15: Oxidos de Fe-Ti en la Granodiorita Antena, con su correspondiente análisis de microsonda .................................. 103 Figura 3.16: Diagrama ternario de clasificación de óxidos de Fe-Ti para los análisis de la Granodiorita Antena ........................ 105 Figura 3.17: Gráfico de porcentaje en peso en óxidos para magnetita, hematita e ilmenitaSS....................................................... 105 Figura 3.18: Curvas de demagnetización asociadas a la Granodiorita Fiesta y Antena ................................................................ 107 Figura 3.19: Parámetros magnéticos “in situ” para las muestras correspondientes a la Granodiorita Fiesta y Antena ................. 109 Figura 3.20: Dos versiones diferentes para el diagrama de fases ilmenita-hematita (1 atm), donde la composición de cada

miembro de la solución sólida depende de la temperatura ......................................................................................... 112 Figura 3.21: Diagrama de sustitución de Ti4+ dentro dentro de la estructura romboedral de la serie de las titanohematitas versus

magnetización de saturación [Ms].............................................................................................................................. 112

CAPITULO 4

Figure 1: Regional map of Chuquicamata district showing the main geological unit on both sides of the West Fissure.......... 119 Figure 2: Geological map of Chuquicamata open pit and adjoining outcrops where was performed the

paleomagnetic sampling ............................................................................................................................................ 120 Figure 3: Photograph of one sample showing the typical lithology of the Fiesta granodiorite (site Fi3) .................................. 121 Figure 4: Microphotographs of samples of the CIF and less-altered zones in East porphyry.................................................... 122 Figure 5: Electron backscatter images from the Fiesta granodiorite ......................................................................................... 123 Figure 6: Microprobe results of Fiesta Granodiorite. ................................................................................................................ 124 Figure 7: Log-Log plots of the geometrical mean-site intensity of NRM (Am-1) versus magnetic susceptibility (SI)....... 124 Figure 8: Isothermal remanent magnetization acquisition for samples from (a) Fiesta granodiorite and (b) East porphyry

and Elena granodiorite with different hydrothermal alteration types and intensity; (c) Reverse field IRM acquisitions showing Hcr values in between 10 to 30 mT; (d) Samples from the Fiesta granodiorite show rapid ARM acquistion ............................................................................................................................................... 125

Figure 9: Magnetic susceptibility versus temperature for four samples of the Fiesta granodiorite showing Curie temperatures of magnetite................................................................................................................................................................ 126

Figure 10: Examples of orthogonal plots of (A) AF and (B) thermal demagnetization in samples from the Antena granodiorite showing magnetite as the magnetic carrier of the characteristic direction. (bottom) (C) and (D) Equal-area stereonets of characteristic directions at site An2 (C) and characteristic direction and planes at site An1 (D)............................................................................................................................................................ 126

Figure 11: Typical orthogonal demagnetization diagrams for samples from Fiesta granodiorite and altered East porphyry (in situ coordinates) ................................................................................................................................................................ 127

Figure 12: Equal-area projection of site-mean directions with semi-angle of confidence (Table 1). (A) Paleomagnetic results in the Fiesta granodiorite and (B) Paleomagnetic results in the East porphyry to the east of the West fault .............. 128

Figure 13: A,B: AMS results in Fiesta (black) and Antenna granodiorites (grey). (A) Pole of foliations; (B) AMS lineations, (C & D) magnetic foliation versus lineation for sites in situ (C) and in drill cores (D). (E) AMS results in the mineralized units of the CIC....................................................................................................................................... 129

Figure 14: AMS ellipsoids in drill cores from the Fiesta granodiorite. In order to orient the samples in a common reference frame, the magnetic foliations (or lineations for drill core PZM49) were rotated to a common azimuth. The same correction is later applied to the ChRM directions ..................................................................................................... 131

Figure 15: Comparison of anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) and anisotropy of anhysteretic remanent magnetization (AARM) in several coercivity windows for different samples from the Fiesta granodiorite...................................... 133

Figure 16: Characteristic remanent magnetizations (ChRM) from samples from unoriented drill cores (left) and with respect to the magnetic foliations (or lineations for PZM49) ................................................................................................. 134

Figure 17: Equal-area stereonets of the characteristic directions in sites and drill cores from the Fiesta granodiorite. (A) Characteristic remanent magnetizations for sites in in situ coordinates; (B) reoriented assuming that the strike of the magnetic foliation was N–S; (C) assuming that the magnetic foliation was N–S and vertical with horizontal lineation; (D) same as (C) with the results from 4 drill cores..................................................................................... 135

INDICE DE FIGURAS vi Figure 18: (A) Orientation of magnetic foliation within the Fortuna Intrusive Complex. (bottom) Simple model explaining

the magnetic pattern. (B) Syntectonic intrusion of the Fortuna complex with a NE–SW subvertical magnetic foliation at 38 Ma. The arrow corresponds to orientation of the characteristic remanent magnetization at the time of emplacement during the late Eocene; (C) initiation of the sinistral displacement along the West fault during the Oligocene. (D) present-day situation with rotated blocks near the fault. Damage zone highlighted in grey ..................................................................................................................................................... 136

CAPITULO 5

Figura 5.1: Ubicación del yacimiento tipo pórfido cuprífero El Teniente a corta distancia de la capital regional Rancagua y contigua al antiguo campamento minero Sewell ........................................................................................................ 139

Figura 5.2: Geología regional del distrito ..................................................................................................................................... 140 Figura 5.3: Edad versus contenido de sílice para rocas volcánicas e intrusivos para rocas dentro de la mina El Teniente

y zonas aledañas ......................................................................................................................................................... 142 Figura 5.4: Geología del yacimiento El Teniente ........................................................................................................................ 143 Figura 5.5: Distribución de leyes de Cu-Mo en el yacimiento El Teniente, en coordenadas locales. ........................................ 144 Figura 5.6: Resumen de los datos geocronológicos existentes para el yacimiento, en el que se ilustran los eventos

principales de alteración y mineralización, así como la edad de los diferentes intrusivos y brechas.......................... 146 Figura 5.7: (a) Fallas Mayores dentro del distrito El Teniente. Se puede observar la ubicación del yacimiento dentro de la

intersección de la Zona de Falla El Teniente y la Zona de falla Codegua, además de los límites de la sub- cuenca La Juanita-El Azufre, donde se ubica el yacimiento. (b) Ilustración esquemática de la Zona de Falla El Teniente ................................................................................................................................................................. 149

Figura 5.8: (a) Mapa geológico local, cota 2284 mts., ilustrando la ubicación de los sectores de muestreo (en azul), las galerias de las faenas de la mina y la localización de los sondajes utilizados para el estudio.................................... 152

Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (a) Teniente Sub-6 y (b) Regimiento. ............................................................................................................................................. 153

Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (c) Esmeralda........... 154 Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (d.1) y (d.2)

Dacita Teniente .......................................................................................................................................................... 155 Figura 5.9: Sitios asociados al muestreo distrital en las proximidades del yacimiento El Teniente.............................................. 156 Figura 5.10: Imagen BSEM correspondiente a magnetita fina (0.1-1 μm) asociada a zonación en plagioclasa. .......................... 162 Figura 5.11: Evidencias ópticas de la presencia de magnetita fina en plagioclasa........................................................................ 164 Figura 5.12: Evidencias ópticas de la presencia de magnetita fina en plagioclasa........................................................................ 165 Figura 5.13: Asociación cuarzo+sericita+magnetita ..................................................................................................................... 166 Figura 5.14: Gráficos composicionales ternarios para feldespatos, en los que se ilustran los resultados de plagioclasas

asociados a este trabajo .............................................................................................................................................. 168 Figura 5.15: Superposición de los resultados asociados a plagioclasas correspondiente a rocas alteradas versus roca huésped .. 169 Figura 5.16: Porcentajes de anortita en plagioclasas zonadas y/o con parches para cada uno de los sectores de muestreo,

donde cada cristal corresponde a una línea, en comparación a los intervalos definidos para la roca de caja en el estudio de Burgos (2002)........................................................................................................................................ 170

Figura 5.17: Gráficos de composición molecular para plagioclasas del yacimiento y rocas volcánicas adyacentes, que ilustran los mecanismos de substitución de (a) Ca2+ ⇔ Na+, (b) Al3+ ⇔ Si4+ y (c) Fe3+ ⇔ Si4+. (d) % Anortita versus Fe3+, mostrando el comportamiento del catión respecto a la presencia de este mineral dentro de la solución sólida............................................................................................................................................................ 171

Figura 5.18: Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas. Sólo se considera la distribución de aquellos cationes con relevancia en el análisis (ver texto), donde la escala de colores indica su concentración relativa .............................. 173

Figura 5.18: (cont.) Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas ......................................................................................... 174 Figura 5.18: (cont.) Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas ......................................................................................... 175 Figura 5.19: Mapeo de concentraciones de albita (NaAlSi3O8) y anortita (CaAl2Si2O8) .............................................................. 176 Figura 5.20: Microfotografías de biotita TIPO I ........................................................................................................................... 180 Figura 5.21: (a) y (b) Microfotografías BSEM de magnetita asociada con biotita........................................................................ 181 Figura 5.22: Microfotografías de biotita TIPO II.......................................................................................................................... 182 Figura 5.23: Microfotografías de biotita TIPO III ........................................................................................................................ 183 Figura 5.24: Microfotografías de biotita asociada a estructuras.................................................................................................... 184 Figura 5.25: Gráficos de correlación de variables asociados a la proyección en el espacio de los vectores propios

obtenidos por ACP ..................................................................................................................................................... 187 Figura 5.26: Diagramas ternarios de clasificación para biotitas.................................................................................................... 189 Figura 5.27: Gráficos de discriminación de biotitas, respecto a (a) razón Fe/Fe+Mg versus AlIV y (b) Mg-Li versus

FeTOTAL+Mn+Li ......................................................................................................................................................... 190 Figura 5.28: Gráficos de fracción molar de halógenos en biotita respecto a su composición de Fe y Mg, ilustrando los

comportamientos de (a) Cl v/s Fe. (b) Cl v/s Mg. (c) F vs Fe y (d) F v/s Mg............................................................. 191 Figura 5.29: Evidencias texturales de alteración cuarzo-clorita-magnetita ................................................................................... 192 Figura 5.30: Asociación de alteración clorita-magnetita............................................................................................................... 193

INDICE DE FIGURAS vii Figura 5.31: Microfotografías BSEM y análisis EDS de clorita ................................................................................................... 194 Figura 5.32: Evidencias texturales del evento magnetita+turmalina............................................................................................. 195 Figura 5.33: (a) Cristal bien desarrollado de turmalina en coexistencia con magnetita (b) Magnetita gruesa con

inclusiones de rutilo relacionada a glomerocúmulos de este mineral (a y b, ETR0201B). En (c) la alteración mencionada se sobreimpone a una biotitización previa depositando abundante magnetita. (d) La textura de la masa fundamental, así como la presencia de clorita se evidencia a nícoles cruzados (ETR-0401A). (e) y (f) Magnetita anhedral-subhedral con microinclusiones de rutilo ................................................................................... 196

Figura 5.34: Diagrama ternario de clasificación para óxidos de Fe-Ti, donde se muestra que los datos en general plotean en el miembro extremo correspondiente a magnetita de la serie de solución sólida de las titanomagnetitas.............. 199

Figura 5.35: Mapeo de elementos para asociaciones de óxidos de Fe-Ti encontrados en los cortes transparentes del yacimiento, donde los colores más intensos se relacionan a mayor concentración del elemento estudiado. En ellos se evidencia su coexistencia con rutilo-magnetita y menor esfeno .................................................................... 200

Figura 5.36: Gráfico temperatura versus fugacidad de oxígeno. El diagrama ilustra las condiciones probables asociadas a depositación de biotita en función del contenido de sulfuros del sistema................................................................ 204

CAPITULO 6

Figura 6.1: Curvas IRM (a) por sector de muestreo y (b) por unidad litológica ........................................................................... 209 Figura 6.2: Diagramas de magnetización inducida v/s variación de la intensidad magnética adquirida normalizada para

muestras asociadas al yacimiento El Teniente............................................................................................................ 210 Figura 6.3: (a)-(f) Gráficos de ciclos de histéresis para muestras asociadas al CMET. (g) Diagrama Hr/Hs versus Jr/Js

para los especimenes de la misma unidad. Modificado de Day et al. (1977).............................................................. 212 Figura 6.4: Gráficos de temperatura versus susceptibilidad magnética (k) para diferentes muestras respecto a los sectores

de muestreo dentro y fuera de la mina........................................................................................................................ 214 Figura 6.5: Ejemplos de gráficos de temperatura versus susceptibilidad magnética (k) para muestras dentro de la mina

ilustrando (a), (b) y (d): presencia de maghemita. Para (c), aunque la susceptibilidad es baja, se ilustra el quiebre de temperatura relacionado a magnetita. (e) y (f): Formación de una nueva fase magnética......................... 215

Figura 6.6: Gráficos de intensidad magnética versus etapa del lavado magnético, ilustrando las diferentes trayectorias mencionadas en el texto ............................................................................................................................................. 217

Figura 6.7: Gráficos de MRN y susceptibilidad magnética (k) respecto a la línea de muestreo relacionada al sector Esmeralda del yacimiento .......................................................................................................................................... 219

Figura 6.8: Mapas de (a) MRN y (b) susceptibilidad magnética (k) respecto a la distribución de los bloques orientados relacionada al sector Teniente Sub-6 del yacimiento ..........................................................................................221-222

Figura 6.9: Mapas de (a) MRN y (b) susceptibilidad magnética (k) respecto a la distribución de los bloques orientados relacionada al sector Regimiento del yacimiento ................................................................................................223-224

Figura 6.10: Magnetismo Remanente Natural (MRN) versus susceptibilidad magnética (k) para el muestreo realizado al dentro de la mina ........................................................................................................................................................ 228

Figura 6.11: Características petrográfico-magnéticas para las familias de magnetita identificadas en este estudio...................... 231 Figura 6.12: Columna magnética simplificada del yacimiento El Teniente, mostrando la temporalidad asociada a las

edades de emplazamiento para los intrusivos, pórfidos y brechas constituyentes, así como los eventos de alteración hidrotermal involucrados en su génesis ..................................................................................................... 234

Figura 6.13: Mapas de distribución de polaridad magnética en base a: (a) resultados asociados a este estudio por sector y sondaje; (b) Edades U-Pb en circón para las unidades constituyentes y Re-Os en molibdenita consecuente con edades de mineralización..................................................................................................................................... 235

Figura 6.14: Mapas de distribución de polaridad magnética en base a edades Ar-Ar plateau (a) en biotita; (b) en sericita.......... 236

CAPITULO 7

Figure 1: Geological map of the El Teniente mine area and paleomagnetic sampling sites...................................................... 244 Figure 2: Simplified geological map of the El Teniente copper deposit ................................................................................... 245 Figure 3: Detailed sampling maps (location in Figure 2). Each star corresponds to an oriented block..................................... 246 Figure 4: Photographs of drill-core section (6cm in diameter) of 5 samples from the Mafic complex El Teniente .................. 247 Figure 5: Microphotographs of thin sections in samples from the El Teniente Mafic Complex ............................................... 249 Figure 6: Log-log plot of magnetic susceptibility versus intensity of NRM for all samples in the orebody. Altered rocks

are compared with country rocks of the volcanic Colon-Coya and Farellones Formations........................................ 252 Figure 7: top) Plots of NRM intensity and susceptibility variation along the Esmeralda profile from east to west.

Bottom) Plots of NRM intensity and susceptibility variation versus depth for drillcores SG184 and SG185............ 254 Figure 8: Magnetic susceptibility versus temperature experiments (K-T). Pure magnetite (580°C) is the main mineral

identified during K-T experiments (a,d). A second phase (400°C) is observed in some samples (b,d) upon heating but not during cooling (green curves). (e & f) Variation of magnetic susceptibility measured at room

INDICE DE FIGURAS viii

temperature after each step of thermal demagnetization in air. (e) Samples from the felsic stock in drillcore SG-185, (f) samples from the mafic complex from drillcores SG-184 and SG-185................................................... 255

Figure 9: (a) Examples of IRM acquisition for samples from Drillcore SG185. b) Back-field IRM experiments showing Hcr values in between 10 and 50 mT. Multidomain magnetite is the dominant magnetic phase in most samples with high magnetic susceptibility (hysteresis curve (c) and Day plot (d)............................................ 256

Figure 10: Orthogonal plots of thermal and AF demagnetizations. Samples 03DT1602B & 03DT1601A: Teniente dacite; sample 00ETM1602A: MCET sector Mina; sample 00ETE2302A: MCET sector Esmeralda. Open (filled) circles are projections in the vertical (horizontal) planes ........................................................................................... 258

Figure 11: Equal-area projections of ChRM directions determined in the different mine sectors; a) Teniente dacite; b) Teniente sub-6; c) Regimiento; d) Esmeralda. e) Plot of the mean directions. Open (filled) circles are projections in the upper (lower) hemisphere .............................................................................................................. 259

Figure 12: Examples of orthogonal plots of thermal (a, b, c, e, f, h) and AF (d, g) demagnetization of samples from drillcores SG184 and SG185 (same convention as Fig. 8). i) Variation of intensity of magnetization during thermal demagnetization for samples from the mafic complex in drillcores SG184 and SG185 ............................... 261

Figure 13: Variation of MDF values, intensity of NRM and ARM, inclination of characteristic direction in drillcore coordinate versus depth for samples from drillcore SG185........................................................................................ 262

Figure 14: a) Log-log plot of ARM intensity versus NRM intensity for samples of drillcores SG184 and SG185. The ARM was given with a DC field of 40µT and an AC field of 110mT. b) Comparison of the AF demagnetization of NRM (filled symbols) and ARM (empty symbols) for three samples of drillcore SG185. c) AF demagnetization of laboratory induced CRMs at 460°C with a dc field of 40µT............................................. 263

Figure 15: Equal-area projection of characteristic magnetizations in drillcore coordinates ........................................................ 264 Figure 16: Examples of orthogonal plots of thermal (a,b) and AF (c,d) demagnetization of samples ........................................ 265 Figure 17: Plot of the radiometric ages obtained for different rock units at El Teniente (Maksaev et al. 2004). Circles

are 40Ar/39Ar ages while rectangles are U-Pb ages. U-Pb ages in the diorites correspond to the two groups of ages from the Northern and Central quartz diorites and the Sewell stock (Maksaev et al., 2004).............................. 270

CAPITULO 8

Figura 8.1: Contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas correspondientes al yacimiento CHUQUICAMATA, EL TENIENTE y el COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA. (a) MRN versus k para todas las unidades muestreadas pertenecientes a cada uno de estos depósitos. (b) Clasificación respecto a la mina y/o pórfido cuprífero analizado..................................................................................................................................................... 279

Figura 8.2: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos Cenozoicos menos alterados del sector. (a) MRN vs. MI. La diagonal punteada representa la Línea de Koenigsberger. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q................................................................................................................ 282

Figura 8.3: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos similares no alterados correspondientes al CONTEXTO II indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q.............................................................................................................................................................. 283

Figura 8.4: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos similares no alterados correspondientes al CONTEXTO III indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q.............................................................................................................................................................. 284

Figura 8.5: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al yacimiento El Teniente respecto a rocas volcánicas de la Formación Farellones correspondientes al CONTEXTO I indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q............................................................................................................................. 287

Figura 8.6: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al yacimiento El Teniente respecto a rocas volcánicas de la Formación Farellones correspondientes al CONTEXTO II indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q............................................................................................................................. 288

INDICE DE TABLAS ix CAPITULO 1

Tabla 1.1: Principales características de la alteración hidrotermal en un depósito tipo pórfido cuprífero ....................................... 13 Tabla 1.2: Momentos de spin de cationes basado principalmente en su presencia dentro de los minerales ferromagnéticos.......... 17 Tabla 1.3: Resumen de las características químico-ópticas de los estados de oxidación progresivos para la titanomagnetita

e ilmenita (basado en Haggerty, 1991)............................................................................................................................. 24 Tabla 1.3: (continuación)................................................................................................................................................................. 25

CAPITULO 2

Tabla 2.1: Unidades litológicas muestreadas en sitios y sondajes al este del Sistema de Falla Oeste ............................................. 44 Tabla 2.2: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) medias respecto de los sitios y la

litología muestreada ......................................................................................................................................................... 62 Tabla 2.3: Propiedades magnético-mineralógicas y eventos hidrotermales observados en sitios y sondajes

correspondientes al bloque este de la mina....................................................................................................................... 67 Tabla 2.3: (continuación)................................................................................................................................................................. 68 Tabla 2.3: (continuación)................................................................................................................................................................. 69

CAPITULO 3

Tabla 3.1: Ubicación de los sitios y sondajes DD muestreados para el estudio paleomagnético................................................... 80 Tabla 3.2: Resultados de microsonda asociados a la figura 3.11. Los datos se presentan con la corrección Fe2+/Fe3+

calculada según metodología............................................................................................................................................ 96 Tabla 3.3: Resultados seleccionados de microsonda para óxidos de Fe-Ti de la Granodiorita Fortuna .......................................... 97 Tabla 3.4: Resultados de microsonda asociados a la figura 3.15. Los datos se presentan con la corrección Fe2+/Fe3+

calculada según metodología.......................................................................................................................................... 104 Tabla 3.5: Propiedades magnético-mineralógicas y eventos hidrotermales observados en sitios y sondajes

correspondientes a la Granodiorita Fiesta (bloque oeste mina Chuquicamata) y la Granodiorita Antena (sectores aledaños a la mina)......................................................................................................................................................... 110

CAPITULO 4

Table 1: Mean paleomagnetic results .......................................................................................................................................... 128 Table 2: Anisotropy of magnetic susceptibility ............................................................................................................................ 130 Table 3: Selected AARM data ...................................................................................................................................................... 132

CAPITULO 5

Tabla 5.1: Resumen de la relación entre los diferentes tipos de vetillas reconocidas por Cannell et al. (2005) en el pórfido cuprífero El Teniente, respecto a su orientación y su temporalidad ............................................................................... 148

Tabla 5.2: Ubicación de los sitios y sondajes DD muestreados para el estudio paleomagnético. Se excluye la localización de los bloques orientados ............................................................................................................................................... 151

Tabla 5.3: Análisis seleccionados de plagioclasas asociados al mapeo de distribución mostrado en la figura 5.19 ...................... 177 Tabla 5.4: Análisis seleccionados de biotitas asociados al muestreo paleomagnético realizado dentro de la mina ............ 186 Tabla 5.5: Análisis seleccionados de magnetita asociados al muestreo paleomagnético realizado dentro de la mina. Los resultados

incluyen la corrección Fe2+-Fe3+..................................................................................................................................... 198

CAPITULO 6

Tabla 6.1: Parámetros magnéticos relacionados al ciclo de histéresis obtenido en las muestras mencionadas (J , Jr , Hc, Hc ). Para la Magnetización de Saturación (Js) se descarta el aporte de los minerales paramagnéticosS S r ...... 211

Tabla 6.2: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) medias (⎯X) respecto de los sectores de muestro y la unidad litológica respectiva..................................................................................................... 227

CAPITULO 7

Table 1: Paleomagnetic results .................................................................................................................................................... 256

ANEXOS: En Digital x ANEXO A: PALEOMAGNETISMO Y MINERALOGIA MAGNETICA .........29 PAGINAS CONTENIDO 1. INTRODUCCION .................................................................................................................................................... A-2 2. PALEOMAGNETISMO: BASES TEORICAS ........................................................................................................... A-2

2.1 DEFINICION .........................................................................................................................................................................................A-2 2.2 EL CAMPO GEOMAGNETICO. CONCEPTOS BASICOS ..................................................................................................................A-3

3. CLASES DE MATERIALES MAGNETICOS............................................................................................................ A-7 3.1 DIAMAGNETISMO ...............................................................................................................................................................................A-7 3.2 PARAMAGNETISMO............................................................................................................................................................................A-7 3.3 FERROMAGNETISMO.........................................................................................................................................................................A-7

4. TEORIA DE DOMINIOS .......................................................................................................................................... A-9 5. PALEOMAGNETISMO APLICADO A LA TECTONICA ......................................................................................... A-11

5.1 MAGNETIZACIONES DE LAS ROCAS .............................................................................................................................................A-13 5.2. OTRAS PROPIEDADES: Tiempo de relajación y Temperatura de Bloqueo .....................................................................................A-14 5.3 TECNICAS DE DEMAGNETIZACION................................................................................................................................................A-14 5.4 REPRESENTACION GRAFICA DE LOS DATOS..............................................................................................................................A-15

6. ANISOTROPIA DE SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA ......................................................................................... A-17 6.1 ASPECTOS FISICOS DE LA ASM.....................................................................................................................................................A-17 6.2 TIPOS DE ANISOTROPIA MAGNETICA ...........................................................................................................................................A-19

7. MINERALOGIA MAGNETICA ............................................................................................................................... A-20 7.1 SERIE DE SS. ESTRUCTURA CUBICA: Titanomagnetitas. .............................................................................................................A-20 7.2 SERIE DE SS. ESTRUCTURA ROMBOEDRAL: Titanohematitas. ...................................................................................................A-24 7.3 SERIE DE LAS TITANOMAGHEMITAS.............................................................................................................................................A-28

FIGURAS Figura A.1: Representación gráfica de la modelación teórica asociada al Momento Magnético .................................................A-4 Figura A.2: Descomposición del vector asociado al campo geomagnético..................................................................................A-5 Figura A.3: (a) Modelo del dipolo geocéntrico axial. (b) Modelo del dipolo geocéntrico inclinado............................................A-6 Figura A.4: (a) Magnetización (J) v/s campo magnético (H) para un material diamagnético. Para un material paramagnético, ilustrado en (b). (c) Para un material ferromagnético...........................................................................................A-8Figura A.5: Tipos de interacción magnética entre átomos en sólidos con momento magnético asociado....................................A-9Figura A.6: Formación de dominios magnéticos. (b) Rotación de momentos magnéticos dentro de una pared de dominio (1) para el caso de una transición gruesa y (2) delgada. ..............................................................................................................A-10Figura A.7: (a) Razón de tamaño y forma para configuraciones dominio-simple (SD), superparamagnética (SP) y dos-dominios (MD) para paralelepípedos de magnetita a 290°K. (b) Diagrama de discriminación de dominios (Day et al.,1997). .....................................................................................................................................................................................A-11Figura A.8: Etapas asociadas al muestreo in situ de testigos paleomagnéticos. (a) Obtención del testigo por medio de una perforadora portátil. (b) Orientación del testigo con brújula y compás solar. (c) Vista en planta del testigo paleomagnético. (d) Diagrama representativo del espécimen final, en el que se indican sus dimensiones ...........................................................A-12 Figura A.9: Test de Plegamiento................................................................................................................................................A-13 Figura A.10: Representación gráfica del vector magnético.......................................................................................................A-16Figura A.11: Diagrama estereográfico equiareal en el que se observa la proyección de los pasos de demagnetización asociados al diagrama de Zijdelveld de la muestra 04FT4002A (este trabajo). ..........................................................................A-16Figura A.12: Modelos ideales de tectonitas S y L, las que representan en el primer caso, una roca con foliación ideal y en el segundo caso, con lineación ideal. Tomado de Borradaile, 2001. ...........................................................................................A-18Figura A.13: Diagrama ternario composicional para óxidos de Fe-Ti. Además de los miembros extremos FeO-Fe2O3 y TiO2, se ilustran la series de solución sólida correspondientes ...................................................................................................A-20Figura A.14: Unidad fundamental de la magnetita. (a.1) sitio tetraedral y octaedral, de coordinación 4 y 6 con O2- respectivamente, que se organizan en una red cristalina de simetría cúbica (a.2) .......................................................................A-21Figura A.15: Dependencia de la adquisición de magnetización respecto a la orientación cristalográfica sometida campo magnético....................................................................................................................................................................................A-22Figura A.16: (a) Curvas de momento de saturación (μB) versus variación porcentual de ulvoespinel (FeB 2TiO4) según Akimoto (1962) y Néel (1955). (b) Gap composicional para la serie magnetita-ulvoespinel......................................................A-23Figura A.17: Diagramas de variación de parámetros magnéticos según la composición para la serie de las titanomagnetitas.. ........................................................................................................................................................................A-24 Figura A.18: Estructura cristalina de una ilmenita (FeTiO3). La ubicación de los cationes en una unidad romboedral definen la estructura hexagonal del mineral. (a) Vista en planta de los hexágonos respecto al eje C. (b) Distorsión de los extremos de los hexágonos. (c) Distancia entre sitios catiónicos de la estructura. ......................................................................A-24

ANEXOS: En Digital xi Figura A.19: Representación simplificada de la estructura magnetocristalina “en capas” de la hematita, donde se ilustran los planos intercalados de Fe y O. En detalle se puede observar que el acoplamiento intercapas es “casi” antiparalelo, lo que origina el magnetismo (Jr≠0) de la estructura del mineral....................................................................................................A-25Figura A.20: Estructura magnetocristalina de la hematita (Fe2O3) y la ilmenita (FeTiO3).........................................................A-26Figura A.21: (a) Gap composicional para la serie hematita-ilmenita. (b) Diagrama de fase simplificado para el sistema hematita-ilmenita Fe2O3-FeTiO3 (Modificado de Harrison et al., 2000) ..................................................................................... A-27Figura A.22: Magnetización de saturación y temperatura de Curie para la serie de las titanohematitas. ...................................A-28 TABLAS Tabla A.1: Resumen de las propiedades magnético-cristalinas de los miembros extremos de la serie de las titanomagnetitas ..........................................................................................................................................................................A-22 Tabla A.2: Resumen de las propiedades magnético-cristalinas de los miembros extremos de la serie de las titanohematitas ............................................................................................................................................................................A-26

ANEXO B: ANTECEDENTES GEOLOGICOS EXPANDIDOS DE LOS YACIMIENTOS TIPO PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA Y ELTENIENTE ............34 PAGINAS

CONTENIDO 1. GEOLOGIA AMPLIADA DEL YACIMIENTO CHUQUICAMATA.............................................................................. B-2

1.1 LITOLOGIA ...........................................................................................................................................................................................B-2 1.2 DOMINIOS ESTRUCTURALES DEFINIDOS EN EL YACIMIENTO....................................................................................................B-4 1.3 EVENTOS DE ALTERACION HIDROTERMAL ...................................................................................................................................B-7

1. GEOLOGIA AMPLIADA DEL YACIMIENTO EL TENIENTE .................................................................................. B-12 2.1 LITOLOGIA .........................................................................................................................................................................................B-12 2.2 DOMINIOS ESTRUCTURALES DEFINIDOS EN EL YACIMIENTO..................................................................................................B-17 2.3 CLASIFICACION DE VETILLAS.........................................................................................................................................................B-20

FIGURAS Figura B.1: Mapa geológico del yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata. Tomado de Ossandón et al. (2001). ............. B-6Figura B.2: Distribución en planta de la alteración y mineralización en el sistema tipo pórfido cuprífero Chuquicamata. Tomado de Ossandón et al. (2001). ............................................................................................................................................... B-11Figura B.3: Mapa geológico del yacimiento tipo pórfido cuprífero El Teniente. Modificado de Maksaev et al. (2004)............ B-16Figura B.4: Localización de la franja de yacimientos tipo pórfido cuprífero Eoceno Superior -Oligoceno relacionada al ciclo tectónico Andino. Modificado de Camus (2005). ................................................................................................................. B-24Figura B.5: Localización de la franja de yacimientos tipo pórfido cuprífero Mioceno Superior-Plioceno relacionada al ciclo tectónico Andino. En el zoom se puede observar la relación con los sistema de falla asociados a los eventos contraccionales definidos para el periodo. Modificado de Camus (2005). .................................................................................... B-26Figura B.6: Sección transversal esquemática de transporte de magma en una zona de cizalle trans-litosférica (Modificada de Richard, 2005)......................................................................................................................................................................... B-28Figura B.7: Sección transversal esquemática de un sistema plutónico-volcánico formador de pórfidos cupríferos (Modificado de Richards, 2003a). ................................................................................................................................................ B-29Figura B.8: (a) Acumulación de fluidos hidrotermales en la cúpula del apófisis correspondiente al pórfido cuprífero, bajo el nivel frágil-dúctil (isoterma 400°C). (b) Esta acumulación produce una sobrepresurización del sistema, desencadenando la brechización. Posteriormente el sistema se sella y vuelve a producirse el proceso descrito. Modificado de Fournier (1999) .......................................................................................................................................................................................... B-30

TABLAS Tabla B.1: Unidades aflorantes dentro del rajo Chuquicamata y sectores aledaños. .................................................................... B-2Tabla B.2: Características de los sistemas estructurales en la mina.............................................................................................. B-4Tabla B.3: Características del nuevo modelo de alteración y mineralización en la mina (figura B.2).......................................... B-7 Tabla B.4: Unidades litológicas definidas en la mina El Teniente. ............................................................................................ B-12Tabla B.5: Características del modelo de alteración y mineralización en El Teniente ............................................................... B-17Tabla B.6: Clasificación de vetillas en el pórfido cuprífero El Teniente según Valenzuela (2003)............................................ B-20Tabla B.7: Clasificación de vetillas en el pórfido cuprífero El Teniente según Cannell et al. (2005) ........................................ B-21

ANEXOS: En Digital xii ANEXO C: YACIMIENTO CHUQUICAMATA: DESCRIPCIONES PETROGRAFICAS Y MICROFOTOGRAFIAS ...............................................................................13 PAGINAS

CONTENIDO 1. DESCRIPCIONES BLOQUE ESTE MINERALIZADO (TABLA)...............................................................................C-2 2. DESCRIPCIONES BLOQUE OESTE NO MINERALIZADO: GRANODIORITA FORTUNA-ANTENA (TABLA).......C-6 3. MICROFOTOGRAFIAS CHUQUICAMATA: GRANODIORITA FORTUNA-ANTENA............................................C-11

FIGURAS Figura C.1: Diferentes cristales de magnetita asociados a la granodiorita Fiesta. (a) Magnetita subhedral con inclusiones de clorapatito y escasa martitización. (b) magnetita en asociación con biotita en los que se observa claramente los triángulos relacionados a oxidación. (c) y (d) Similar al anterior, pero de menor tamaño, con hematitización y oxidación débil. (e) cristales irregulares de magnetita, los que presentan un rango variado de tamaños. (f) Similar a (a) pero con una mayor cantidad de inclusiones euhedrales y textura de oxidación asociada a la apariencia “rugosa” del cristal. (a) y (b) luz reflejada. (c), (d), (e) y (f) imágenes BSEM................................................................................................................................ C-11

Figura C.2: Exsoluciones lamellares en pseudomorfos de titanomagnetita. (a) Exsoluciones lamellares de ilmenitaSS en un sector rico en hematitaSS. Hacia el borde, el color indica un predominio de ilmenita. (b) Exsolución lamellar-sigmoidal, con menor textura gráfica y reemplazo por esfeno. (c) Exsoluciones lamellares de ilmenitaSS-hematitaSS, las que presentan una segunda generación de microexsoluciones, la que se observa en la microfotografía (d). (e) y (f) exsoluciones sigmoidales (textura syneusis) con presencia de microexsoluciones lamellares y textura gráfica asociada a la formación de rutilo-pseudobrookita-hematitaSS ................................................................................................................................................ C-12

Figura C.3: Pseudomorfos de titanomagnetita con evidencias de exsolución gráfica. (a) y (b) A luz reflejada, se observa como una textura moteada, donde los colores más grises corresponden a reemplazos por esfeno. También presenta inclusiones euhedrales de clorapatito y escasa martitización. (c) Pseudomorfo totalmente exsuelto a la asociación rutilo+hematitaSS, coexistiendo con magnetita. (d) sector enriquecido en ilmenita con exsolución gráfica parcial más heterogénea que el anterior. Hacia los bordes se reconoce la exsolución lamellar previa. (e) Reequilibrio casi total de un pseudomorfo con probable exsolución tipo compósito previa. En (f) se ilustra el detalle de un borde del mismo, con contactos lobuloso-aserrado con magnetita. (c), (d), (e) y (f) imágenes BSEM.......................................................................... C-13

ANEXO D: YACIMIENTO EL TENIENTE: DESCRIPCIONES PETROGRAFICAS POR SECTOR Y SONDAJES ..............................................................................14 PAGINAS

TABLAS Tabla D.1: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Regimiento dentro de la mina .............................................D-2 Tabla D.2: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Esmeralda dentro de la mina...............................................D-4 Tabla D.3: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Teniente Sub-6 dentro de la mina .......................................D-6 Tabla D.4: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Dacita Teniente A y B dentro de la mina ............................D-8 Tabla D.5: Descripción de cortes transparentes asociados los sondajes dentro de la mina...........................................................D-9 Tabla D.6: Descripción de cortes transparentes asociados los muestreos en sectores aledaños a la mina El Teniente..............D-12 ANEXO E: CATEGORIZACION (SEGÚN CANNELL ET AL., 2005) Y MICROFOTOGRAFIAS DE VETILLAS ASOCIADAS A LAS MUESTRAS ANALIZADAS DEL YACIMIENTO EL TENIENTE ..................................11 PAGINAS

FIGURAS Figura E.1: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Teniente Sub-6................................................................................................................................................................ E-2 Figura E.2: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Regimiento...................................................................................................................................................................... E-3 Figura E.3: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Esmeralda ....................................................................................................................................................................... E-4

ANEXOS: En Digital xiii Figura E.4: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Dacita Teniente............................................................................................................................................................... E-5 Figura E.5: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes a los sondajes utilizados en el estudio. .......................................................................................................................................... E-6 Figura E.6: (a.1) y (a.2) Vetilla ondeada de Anh-Qz-Chl. Microfotografías nícoles // y X, respectivamente. (b.1) y (b.2) Intersección vetilla fina de Qz granular-<Anh cortada por vetilla gruesa de Anh-Qz-Chl-Ccp-Se. Nícoles // y X, respectivamente. (c) Vetilla de cristales finos de biotita clara. Nícoles //. (d) Vetilla de Anh-<Qz fina, de bordes irregulars cortada por vetilla de Bt-<Ccp. Nícoles //. .................................................................................................................................... E-7 Figura E.7: (e.1) y (e.2) Vetilla de Anh-Qz-Chl-Ccp, predominantemente granular y de bordes irregulares. Microfotografías nícoles // y X, respectivamente. (f.1) y (f.2) Vetilla de Chl-Anh-<Qz fino. (g.1) y (g.2) Vetilla de Anh gruesa-Se-Qz microcristalino, con halo silíceo granular no simétrico. Nícoles // y X para cada una de las microfotografías, respectivamente............................................................................................................................................................................. E-8 Figura E.8: Figura E.8: (h) Vetilla de Chl-Anh-Ccp de espaciamiento irregular, que corta vetilla fina de Anh-<Qz. Una segunda vetilla paralela a la primera muestra la misma asociación mineralógica, predominantemente granular y de bordes irregulares. Microfotografías nícoles //. (i) Vetilla de Anh-Qz cristalino-Chl-Ccp-<Bn entrecrecidos. Nícoles //. (j.1) y (j.2) Vetilla de Anh gruesa-<Qz, con halo silíceo difuso. Nícoles // y X, respectivamente. (k) Microvetillas de biotita, rectas y finas. Nícoles //. (l) Vetilla gruesa de Qz-<Anh gruesa, que afectan al Pórfido Dacítico Teniente. Nícoles X................ E-9 Figura E.9: (m.1) y (m.2) Vetilla de Anh-Qz granular-Ccp, con halo sericítico bien definido y simétrico. (n.1) y (n.2) Vetilla recta de Anh-<Qz granular-Moli sin halo definido. (o.1) y (o.2) Vetilla de Qz cristalino-Anh-<Ccp. Microfotografías nícoles // y X, respectivamente para cada una de las vetillas........................................................................... E-10 Figura E.10: (p.1) y (p.2) Vetilla de Anh-Qz recta, con halo silíceo difuso y/o granular disimétrico. (q.1) y (q.2) Vetillas de Qz granular y/o en mosaico; y Qz granular-Anh, donde la segunda presenta un halo sericítico difuso. Microfotografías a nícoles // y X, respectivamente. (r.1) y (r.2) Vetilla de Ccp-Anh recta. Nícoles // y Luz reflejada, respectivamente............... E-11

ANEXO F: ANALISIS DE MICROSONDA PARA OXIDOS DE FE-TI, PLAGIOCLASA Y BIOTITA, YACIMIENTOS CHUQUICAMATA Y EL TENIENTE. MAPAS DE CONCENTRACION DE ELEMENTOS ........................................................46 PAGINAS 1. CARACTERISTICAS ANALISIS EPMA................................................................................................................... F-2 2. CALCULO FORMULA ESTRUCTURAL OXIDOS DE FE-TI.................................................................................... F-2 3. CALCULO PORCENTAJES DE FEO Y FE2O3 EN OXIDOS DE FE-TI ..................................................................... F-2 FIGURAS Figura F.1: Magnetita intercrecida con un pequeño cristal de calcopirita. Las primeras 2 imágenes corresponden a microfotografías a luz reflejada e imagen BSEM respectivamente, donde a esta última se le realizó un mapeo de elementos el que, además de indicar los contenidos de Fe, Cu y S esperados, señala la ausencia de Ti, característica igualmente observada por medio de análisis cuantitativos (microsonda, Muestra 00Fi1b06) .....................................................F-40 Figura F.2: Pseudomorfo de titanomagnetita, para el cual se obtuvo un mapeo de elementos en la zona de contacto entre ilmenita y magnetita, delimitándose claramente la distribución del Fe y Ti respecto a los minerales mencionados, no así para el Mn el cual, considerando otros mapeos, esta fuertemente correlacionado con ilmenita (Muestra 00Fi1b06)..................F-41 Figura F.3: Como el anterior, la microfotografía representa una zona de contacto entre ilmenita con exsolución lamellar de hemSS

Figura F.4: Metasomatismo de ilmenita por esfeno, relacionado además a exsolución granular de rutilo-hematita

y un sector de exsolución granular con rutilo-hematitaSS-ilmenita y pseudobrookita. (Muestra 00Fi1c09) .................F-42 SS-

pseudobrookita. Esto es indicado principalmente por la concentración en las bandas más oscuras de los cationes Ca y Si, así como las diferencias entre la luminosidad de color para el catión Ti, más concentrado en el rutilo (Muestra 00Fi205)........F-43 Figura F.5: Reequilibrio de una titanomagnetita, resultando la asociación magnetita+ilmenita en los bordes, indicada por las concentraciones de Ti en esta zona (Muestra 00Fi205)..........................................................................................................F-44 Figura F.6: Microexsoluciones de tipo lamellar de IlmSS en HemSS

en las cuales se observan además exsoluciones

sigmoidales de tipo syneunis, algunas de las cuales poseen microexsoluciones lamellares de HemSS y granulares de

rutilo+hematita (Muestra CH3985-196.4)....................................................................................................................................F-45 Figura F.7: Mapeos de sectores con exsolución lamellar y granular sin patrones definidos. En algunos casos se relaciona con maghemitización (Muestra 00Fi205b) ..................................................................................................................................F-46

TABLAS Tabla F.1: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti, yacimiento Chuquicamata (Granodiorita Fiesta) ............................F-4

ANEXOS: En Digital xiv Tabla F.2: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en el yacimiento Chuquicamata (Pórfido Este menos alterado) .......................................................................................................................................................................................F-10 Tabla F.3: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en sectores aledaños al yacimiento Chuquicamata (Granodiorita Antena) ..................................................................................................................................................................F-11 Tabla F.4: Resultados de microsonda para apatitos en rocas del Pórfido Este y la Granodiorita Fiesta......................................F-13 Tabla F.5: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Sub-6 en la mina El Teniente ............................F-14 Tabla F.6: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Dacita Teniente en la mina El Teniente ............F-18 Tabla F.7: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Regimiento en la mina El Teniente ...................F-21 Tabla F.8: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Esmeralda en la mina El Teniente.....................F-23 Tabla F.9: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a la roca huésped de la mineralización ...........F-25 Tabla F.10: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a rocas del distrito (Muestreo Coya: Formación Farellones) ................................................................................................................................................................F-32 Tabla F.11: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a rocas del distrito (Muestreo Superficie: Formación Farellones) ................................................................................................................................................................F-33 Tabla F.12: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti asociados a muestras del yacimiento El Teniente ........................F-34

ANEXO G: MAGNETISMO REMANENTE NATURAL Y SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA EN ROCAS MINERALIZADAS .............................................14 PAGINAS TABLAS Tabla G.1.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Muestreo año 2000................................G-2 Tabla G.1.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes año 2000 ................................G-3 Tabla G.2.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Muestreo año 2004................................G-4 Tabla G.2.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes DD año 2004.........................G-6 Tabla G.2.c: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes geotecnicos año 2004.............G-7 Tabla G.3.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Muestreo año 1999 y 2000 ......................G-8 Tabla G.3.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondaje DD año 2000..............................G-10 Tabla G.4.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Muestreo año 2003 ..................................G-11 Tabla G.5.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondajes DD año 2005 ............................G-11 Tabla G.5.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondaje geotécnico año 2005 ..................G-11 Tabla G.6.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en sectores aledaños a la mina El Teniente. Muestreo Superficie (2000) ........................................................................................................................................................................G-12 Tabla G.6.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en sectores aledaños a la mina El Teniente. Muestreo Coya (2004) ................................................................................................................................................................................G-13

CAPITULO 1: INTRODUCCION Fundamentos de la investigación y aspectos metodológicos -Planteamiento del Problema -Objetivos e Hipótesis -Metodología -Síntesis Bibliográfica

1

2

1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA

Los procesos de alteración hidrotermal y mineralización asociados a la génesis y desarrollo de

un yacimiento implican cambios en la mineralogía de la roca huésped, ya sea por metasomatismo

y/o destrucción de minerales pre-existentes o bien, por el crecimiento de minerales de alteración

neoformados. La oxidación y/o cristalización de minerales “ferromagnéticos” relacionada a estos

eventos son capaces de producir cambios en las propiedades magnéticas de las rocas afectadas

por alteración y, por lo tanto, susceptibles de originar un contraste respecto a rocas de protolito

similar, pero no alterada. En un yacimiento tipo pórfido cuprífero, ciertos óxidos de Fe-Ti y sulfuros de hierro pueden

registrar un magnetismo remanente, propiedad susceptible de ser utilizada como marcador de su

historia geológica vía un estudio paleomagnético. La interpretación de estos resultados depende

de la génesis multievento de este tipo de depósito, ya que los diferentes pulsos hidrotermales son

capaces de generar, modificar y/o destruir la mineralogía ferromagnética en respuesta a las

nuevas condiciones fisicoquímicas. Por lo tanto, si bien esta herramienta puede entregar

información respecto a la tectónica sin-post mineralización, es fundamental integrar estos

resultados con análisis de naturaleza petrográfico-geoquímica de los minerales ferromagnéticos y

su relación con las asociaciones mineralógicas de alteración. Al determinar la dependencia de las

propiedades magnéticas (y por ende, de la mineralogía magnética) de ciertos eventos

hidrotermales ocurridos en la roca se puede inferir su temporalidad relativa en función de la

interpretación del registro de la polaridad del campo magnético correlacionada con la

geocrononología del yacimiento.

Esta investigación fue realizada en dos yacimientos tipo pórfido cuprífero: (1)

CHUQUICAMATA (Eoceno-Oligoceno), reconocido como la principal mina de cobre del norte

de Chile, cuya génesis y posterior desarrollo están relacionados con la evolución temporal de la

Falla Oeste (Ossandón et al., 2001; Faunes et al., 2005); y (2) EL TENIENTE (Mioceno-

Plioceno), la mina de cobre más grande del mundo. Las diferencias composicionales de la roca

huésped de cada depósito (granodioríticas y gabros-andesitas respectivamente, Faunes et al.,

2005; Cuadra, 1986), así como las particularidades asociadas a su alteración/mineralización y

estructuras permiten efectuar un análisis comparativo del comportamiento de las propiedades

magnéticas representativas de cada contexto geológico estudiado (Fig. 1.1).

3

Esta investigación examina, desde un punto de vista empírico, si la aplicación del

paleomagnetismo es factible en yacimientos tipo pórfido cuprífero para (1) describir la tectónica

sin o post mineralización utilizando las direcciones características obtenidas en las rocas del

depósito y correlacionando el periodo de adquisición de estas magnetizaciones remanentes con la

historia evolutiva del yacimiento; y (2) caracterizar las transformaciones que sufren los minerales

magnéticos en base a los eventos de alteración hidrotermal que registra la roca y su influencia en

la modificación de la señal magnética de la misma.

Figura 1.1: Ubicación de las franjas metalogénicas de pórfidos cupríferos de Chile-Perú. Los pórfidos cupríferos y auríferos principales, así como los prospectos de los diferentes cinturones metalogénicos, son mostrados junto con su rango de edad respectiva. Los yacimientos correspondientes a este trabajo son identificados en rojo. Modificado de Camus, 2005.

4

1.2 HIPOTESIS Y OBJETIVOS

HIPOTESIS

“Los yacimientos tipo pórfido cuprífero tienen propiedades magnéticas distintivas respecto a

su entorno (roca huésped), producto de la modificación de la mineralogía ferromagnética

derivada de los procesos de alteración hidrotermal. Estas propiedades pueden ser utilizadas

como marcadores de la evolución geológica sin y/o post-mineralización de estos depósitos en un

estudio paleomagnético”.

OBJETIVO GENERAL

Determinar los efectos de la alteración hidrotermal en la mineralogía ferromagnética de los

yacimientos tipo pórfido cuprífero Chuquicamata y El Teniente, interpretando sus resultados

paleomagnéticos.

OBJETIVOS ESPECIFICOS

Establecer la correlación entre la mineralogía ferromagnética de los pórfidos y roca huésped

con los tipos de alteración hidrotermal en estos yacimientos, basada en las transformaciones

que han sufrido por efecto de la sobreimposición de fenómenos hidrotermales y procesos

supérgenos.

Validar el significado de los datos entregados por el paleomagnetismo en yacimientos tipo

pórfido cuprífero, identificando el portador del magnetismo remanente natural y su asociación

mineralógica-hidrotermal. Esto permite inferir el tiempo de adquisición del magnetismo

remanente en base a la geocronología de edades asociada a cada depósito, sustentando así

aquellas interpretaciones tectónico/estructurales derivadas de este estudio.

Evaluar la contribución del magnetismo remanente (MRN) respecto del magnetismo inducido

(Mi=kH) en rocas mineralizadas.

Determinar la distribución de las propiedades magnéticas versus litología y alteración

hidrotermal, para analizar la relación que existe entre estos parámetros en ambos depósitos. Lo

anterior permite hacer análisis comparativos entre la respuesta magnética de cada yacimiento,

en función de sus diferentes contextos geológicos.

5

1.3 METODOLOGIA

1.3.1 ESTUDIO BIBLIOGRAFICO

La recopilación de información y el estudio bibliográfico correspondiente fue dirigido a: (1) Fundamentos del paleomagnetismo y aplicación a estudios tectónicos. Bases teóricas y

aplicaciones del paleomagnetismo, del que se desprenden una serie de temas complementarios a

considerar, como el comportamiento de los minerales “ferromagnéticos”, desde el punto de vista

magnético como químico y sus asociaciones paragenéticas respecto del ambiente en que se

forman. Los principales aspectos de estos temas son resumidos en el ANEXO A, el que se

recomienda examinar con detenimiento antes de comenzar a leer los capítulos del presente

trabajo.

(2) Aspectos principales de la geología de los yacimientos en estudio. Con el fin de obtener

comprensión adecuada de las particularidades asociadas a su génesis y la alteración hidrotermal

que presentan, así como el contexto geodinámico-temporal en que se desarrollan.

1.3.2 MUESTREO

Campañas de Terreno

En adición a los muestreos preliminares en los yacimientos en estudio (Chuquicamata, año

2000; El Teniente, año 2000/01), se realizó una nueva campaña complementaria en la mina

Chuquicamata (28/07-30/07, año 2004), mientras que para el yacimiento El Teniente fueron

llevadas a cabo tres campañas de terreno adicionales: (i) dentro de la mina (11/12/2003); (ii) en

superficie (17/03/2004); y en sectores industriales, (diciembre, 2005) con el objetivo de obtener

muestras del “gabro no alterado” (sondajes diamantina [DD] y geotécnicos).

Obtención de Muestras

En función de las características geotécnicas de las rocas estudiadas, como en atención a los

reglamentos de las minas estudiadas, los testigos paleomagnéticos fueron obtenidos tanto “in

situ”, por medio de una perforadora portátil, como por medio de bloque orientados y/o trozos de

sondaje diamantina (DD). Las especificidades relacionadas con cada tipo de muestreo pueden ser

consultadas en el ANEXO A, sección 5.

6

7

1.3.3 ESTUDIO PALEOMAGNETICO

Mediciones de Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y Susceptibilidad

Magnética (k). En esta etapa del estudio se obtiene la señal magnética del espécimen previo a

cualquier análisis de tipo destructivo o que afecte los parámetros magnéticos originales,

considerando que tanto los análisis magnético-mineralógicos como la demagnetización de la

muestra lo someten a campos magnéticos/temperaturas capaces de borrar o modificar las

propiedades magnéticas originales.

Cálculo de las Direcciones Magnéticas Características. Para obtener la dirección

característica del vector magnético, las muestras fueron demagnetizadas por campo alternante

(AF) o termal, lo que permite visualizar la trayectoria de demagnetización de la muestra. La

dirección característica corresponde a la declinación (D) e inclinación magnética (I) del campo

geomagnético en el momento de adquisición de la magnetización remanente para un lugar

determinado, lo que permite efectuar interpretaciones de naturaleza tectónica (rotación o

basculamiento de bloques). Para lo anterior, es importante tener en cuenta argumentos de tipo

magnético-mineralógico que permitan asignar la probable edad de la magnetización

característica y su naturaleza (primaria, termoquímica, química, parásita, entre otras).

Mediciones de Anisotropía de Susceptibilidad Magnética. Si bien este parámetro fue obtenido

en todas las muestras, su interpretación sólo se realizó para aquellas unidades donde permiten

caracterizar la fábrica de la roca de forma consistente y/o sustentar interpretaciones tectónicas

en los yacimientos en estudio.

Mediciones de Anisotropía de Remanencia Anhisterética (AARR). Este experimento sólo se

realizó en aquellos especimenes seleccionados de la Granodiorita Fiesta y Granodiorita

Antena (mina Chuquicamata) con anisotropía de susceptibilidad magnética fuerte. Este

comportamiento eventualmente podría controlar una adquisición en una dirección preferencial

de la remanencia, pudiendo afectar el cálculo de las direcciones características.

1.3.4 ESTUDIO MINERALOGICO

Microscopia óptica. El análisis detallado de la alteración hidrotermal de las muestras permite

reconocer asociaciones mineralógicas, interpretando la relación de la mineralogía magnética

con los pulsos hidrotermales y/o con los eventos primarios, así como la naturaleza de sus

texturas de exsolución-oxidación. Para esta etapa se realizaron descripciones detalladas de

testigos paleomagnéticos y cortes transparente-pulidos. También se obtuvo microfotografías

de los mismos ilustrando detalles importantes a considerar en el estudio magnético-

geoquímico.

Estudios de alta resolución. Microscopio electrónico de barrido (SEM). Se obtuvieron

imágenes de electrones retrodispersados (BSE) dirigidas principalmente al análisis textural

(exsolución-oxidación) y paragenético de los óxidos de Fe-Ti. Lo anterior en base a las

diferencias de contraste que evidencia la fotografía, relacionadas a los pesos atómicos de los

cationes componentes.

1.3.5 QUIMISMO MINERAL

Análisis EDS (Energy Dispersive X-ray Spectrometer)-WDS (Wavelength Dispersive

Spectrometer). Utilizado para el análisis cualitativo mineralógico básico, ya que al determinar

los elementos presentes en el mineral permite identificar aquellos no reconocidos a nivel de

estudio óptico dado su tamaño (inclusiones) y elaborar criterios de análisis para la microsonda.

En adición, se realizaron “mapas de concentración de elementos” para óxidos de Fe-Ti y

plagioclasa, permitiendo una mejor visualización de la distribución catiónica intramineral

respecto de texturas de oxidación y/o exsolución y/o reemplazos metasomáticos.

Análisis de microsonda (EPMA). El estudio cuantitativo “in situ” de los óxidos de Fe-Ti, así

como de ciertos minerales de impronta magmática/hidrotermal, puede sustentar

interpretaciones respecto a la naturaleza de los minerales magnéticos en función de su

asociación mineralógica, así como de la movilidad catiónica, sensible a los cambios

fisicoquímicos del ambiente.

8

1.3.6 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA

Análisis de susceptibilidad en función de la temperatura a bajo campo magnético (curvas K

versus T). Este experimento permite caracterizar los minerales magnéticos en forma directa

respecto a su Temperatura de Curie y de posibles transformaciones mineralógicas al someterse

las muestras a calentamiento/enfriamiento.

Análisis de Magnetismo Remanente Isotermal (IRM). Estudio basado en la capacidad limitada

que poseen ciertos minerales ferromagnéticos de adquirir magnetización, lo que permite

realizar interpretaciones respecto de la mineralogía magnética presente en la muestra, siendo

el campo magnético aplicado en que alcanza la saturación (Hsat) y la forma de la curva de

magnetización adquirida (J v/s H) característicos. También entrega información sobre el

tamaño de grano.

Estudios de Campo Coercitivo Remanente (Hcr). Complementario al análisis anterior, se

relaciona a la fuerza con la cual la muestra retiene la magnetización, lo que permite

caracterizar cualitativamente el tamaño de grano y realizar comparaciones de este parámetro

dentro de una misma unidad y/o entre rocas de composición similar. Además permite calcular

el Campo Coercitivo Remanente (Hcr) de la muestra.

Ciclos de Histéresis. Su visualización gráfica permite deducir mezclas de tamaños de granos

de la mineralogía magnética en una muestra. Permite además obtener una aproximación

respecto a su naturaleza multidominio (MD) o monodominio (SD), en función de los

parámetros que lo definen (intensidad de magnetización a saturación [Js], intensidad de

magnetización remanente a saturación [Jrs], campo magnético coercitivo [Hc] y campo

magnético coercitivo remanente [Hcr]).

Un diagrama de flujo respecto de las diferentes actividades y etapas metodológicas llevadas a

cabo en el desarrollo de la investigación es ilustrada en la figura 1.2.

9

Figura 1.2: Diagrama de flujo representativo de la metodología seguida dentro de la investigación. Este permite visualizar de manera ordenada las diferentes actividades realizadas tanto desde el punto de vista magnético, como petrológico-químico, con el fin de encadenar resultados de manera posterior.

10

11

1.4 SINTESIS BIBLIOGRAFICA

Para contextualizar el estudio hacia los temas que constituyen su fundamento, a continuación

se presenta una síntesis bibliográfica básica de los aspectos más relevantes asociados a (1) génesis

y zonación de alteración hidrotermal en pórfidos cupríferos, (2) mineralogía magnética en

sistemas hidrotermales y supérgenos, y (3) paleomagnetismo y mineralogía magnética en

yacimientos de origen hidrotermal.

1.4.1 PORFIDOS CUPRIFEROS

1.4.1.1 DEFINICION Y CARACTERISTICAS DE UN YACIMIENTO TIPO PORFIDO

CUPRIFERO

Un yacimiento tipo pórfido cuprífero es reconocido como un depósito de Cu-(Mo-Au) de gran

tonelaje y baja ley (≈0.5% Cu), asociados espacial y genéticamente con intrusivos porfíricos

multifase de emplazamiento poco profundo en la corteza (5-6 km; Sillitoe, 1972; 1981; Tosdal y

Richard, 2001), de cristalización rápida, donde la circulación de fluidos originados desde un

magma que cristaliza produce alteración hidrotermal y mineralización asociada. La roca de caja

intruida puede ser de cualquier tipo, pero la composición de los intrusivos porfíricos multifásicos

varía desde granítica hasta diorítica, donde la asociación de fenocristales corresponde a cuarzo,

feldespato-K, plagioclasa, hornblenda y biotita en una matriz de grano fino. Los minerales de

mena y ganga pueden presentarse en forma diseminada, vetillas y enjambres de vetillas

(stockwork); en cuerpos de brecha y como rellenos de vesículas. Los pórfidos cupríferos tienden

a tener grandes dimensiones (cientos a miles de metros de diámetro), con formas que varían

desde circular a alongada, con un límite normalmente definido de manera arbitraria en base a una

ley de corte. En secciones verticales estos yacimientos tienen forma tabular o de embudo, donde

la mineralización tiende a mostrar patrones diferenciales respecto a la ley de cobre. Los sulfuros

primarios en estos depósitos corresponden mayoritariamente a pirita (FeS2) y calcopirita

(CuFeS2), con menores cantidades de bornita (Cu5FeS4), enargita (Cu3AsS4), tetrahedrita (Cu12Sb4S13), así como trazas de molibdenita (MoS2) y esfalerita ([Zn,Fe]S). Los sulfuros

secundarios asociados al enriquecimiento supérgeno de este tipo depósito son: calcosina (Cu2S) y

covelina (CuS). En zonas oxidadas puede encontrarse malaquita (Cu2[CO3][OH]2), crisocola

([Cu,Al]2H2Si2O5[OH]· nH2O), atacamita [Cu2(OH)3Cl], copper wad y copper pitch entre otros

(Burnham & Ohmoto, 1980; Dilles & Einaudi, 1992).

1.4.1.2 ALTERACION HIDROTERMAL: MODELO DE LOWELL Y GILBERT (1970)

El modelo clásico para la zonación de tipos de alteración hidrotermal de un pórfido cuprífero

es el de Lowell y Gilbert (1970), basado en la compilación de 27 depósitos de estas

características. Estos autores mostraron la distribución espacial de la alteración hidrotermal en la

roca de caja y la simetría en el sector alterado. Además indica la ubicación de los sulfuros

primarios distintivos asociados a los procesos hidrotermales (Fig. 1.3).

Figura 1.3: Zonación clásica de un modelo tipo pórfido cuprífero. (a) Zonación de alteración hidrotermal. (b) mineralogía de mena. (c) Ocurrencia de la mineralización (diseminada / vetillas). Modificado de Tosdal y Richards, 2001.

Este modelo corresponde a una idealización del yacimiento, por lo que muchas veces la

zonación ideal no ocurre, debido a las especificidades de cada depósito (estructuras, roca

huésped, contexto geodinámico). Respecto de la distribución de los tipos de alteración

hidrotermal presentado en el diagrama, se observa un núcleo de alteración potásica y un halo

externo de alteración propilítica, correspondientes a los primeros eventos de alteración

hidrotermal (alteración temprana). Sobreimpuesto al anterior, se observa una zona de alteración

fílica. La mayor concentración de menas primarias ocurre normalmente entre la zona potásica y

fílica. En algunos depósitos se presentan también zonas laterales de alteración argílica. Un

resumen de las asociaciones mineralógicas de alteración hidrotermal característica para cada

zona, sus condiciones fisicoquímicas y mineralización se indican en la tabla 1.1 y en la figura 1.4.

12

Tabla 1.1: Principales características de los tipos de alteración hidrotermal en un depósito tipo pórfido cuprífero (Basada en Lowell & Gilbert, 1970; Gustafson, 1979, Dilles & Einaudi, 1992 y Titley, 1981 a,b, 1993; entre otros).

Nombre Asociación mineralógica Temperatura Condiciones de pH

Minerales Metálicos

Alteración Potásica

Feldespato potásico en vetillas finas y/o matriz entrecrecida con cuarzo granular-mosaico. Biotita alterando minerales ferromagnesianos previos Minerales accesorios: cuarzo, magnetita, sericita, clorita. También se describen flogopita con anhidrita, yeso, illita y clorita.

Alta temperatura: 400° a 800°C. Alteración selectiva y penetrativa. En vetillas: 350°-400°C → biotita 300°-350°C.→ feld.K

Neutro a alcalino

Calcopirita-bornita-pirita-trazas molibdeno 1% de pirita razón py/ccp=3/1

Alteración Propilítica

Clorita-epidota ± albita, calcita, pirita. La clorita altera ferromagnesianos previos (piroxeno-anfíbola) y biotita primaria y/o secundaria. Accesorios: cuarzo-magnetita-illita. Corresponde al halo gradacional y distal de la alteración potásica (prógrado): Aparece actinolita-biotita en el contacto con la zona potásica; actinolita-epidota → zona propilítica y en las zonas más distales: epidota-clorita-albita-carbonatos gradando a clorita y ceolitas hidratadas

Temperatura baja: 200°-250°C. La presencia de actinolita (280°-300°C) indica la zona de alteración propilítica interior.

Neutro a alcalino. Aumenta la fugacidad de azufre.

Magnetita+hematita +pirita+<<galena-esfalerita. Externo a la zona propilítica: anillo de mineralización: vetas de esfalerita, galena, calcopirita, Au, Ag y pirita.

Alteración Fílica (cuarzo-sericita)

Naturaleza penetrativa. La asociación mineralógica cuarzo-sericita tiende a destruir la textura primaria de la roca afectada por esta alteración. Accesorios: clorita, illita y pirita. Sobre 450°C: corindón-sericita-andalusita. En ambientes ricos en Na: paragonita

Temperatura sobre los 250°C: sericita A temperaturas más bajas: illita (200°-250°C) o illita-smectita (100°-200°C).

5 a 6 (Neutro a ácido). Alta fugacidad de azufre.

Pirita+calcopirita+<molibdeno-bornita-calcosina-covelina-esfalerita-galena-enargita-tennantita-tetrahedrita 10% de pirita Razón py/ccp=12/1

Alteración Argílica

Arcillas (caolinita)-cuarzo. La caolinita altera a plagioclasas previas y, en menor medida, fenocristales de feldespato potásico y sericita.

La caolinita se forma a temperaturas bajo 300°C.

4 a 5. Para pH entre 3 y 4: alunita

Pirita+calcopirita+<bornita-molibdeno-tenantita-esfalerita-galena-enargita-calcosina dominio de pirita razón py/ccp=23/1

Alteración Argílica Avanzada Zona superior alta (periférica)

Cuarzo residual (textura oquerosa) ± alunita, jarosita, caolinita pirofilita, pirita. Alteración altamente destructiva. Los minerales residuales conforman una estructura esqueletal.

Amplio rango de temperatura. Sobre 350°C: Con andalucita

Entre 1 y 3.5 Bajo pH 2 domina la caolinita. Sobre pH 2, alunita.

Enargita+pirita Menor Au y Ag.

13

Figura 1.4: Evolución paragenética de los tipos de alteración hidrotermal en depósitos tipo pórfido cuprífero (modificado de Titley, 1993). A mayor temperatura hay vetillas sinuosas de cuarzo, que reflejan la reología dúctil de la roca. A la alteración biotítica (600-400°C) se asocia biotita de reemplazo penetrativo-selectivo, con su correspondiente halo de alteración propilítica externo, ambas de carácter prógrado. Desde los 400°C hacia abajo, la alteración se presenta como una fase retrógrada, marcando además el comienzo de la mineralización metálica, ligada con alteración potásica, vetillas rectas de biotita-cuarzo y feldespato potásico-cuarzo, y como reemplazo metasomático en la roca huésped, para finalmente alcanzar temperaturas del orden de 250°C asociadas con alteración fílica. La evolución descrita es en paralelo tanto a la evolución del enfriamiento del sistema, reológica (frágil-dúctil), evolución de permeabilidad y razón agua-roca (relacionadas al parámetro n, correspondiente al factor vetillas/área). Asimismo, considerando la razón agua/roca para cada evento de alteración hidrotermal, estabilidad de sulfuros y transporte y precipitación de metales, la evolución de alteración y mineralización representadas se ajustan a la evolución global del pórfido cuprífero.

14

15

1.4.1.3 DESARROLLO DE UN PERFIL SUPERGENO EN SISTEMAS TIPO PORFIDO

CUPRIFERO

Si un depósito tipo pórfido cuprífero es expuesto a procesos de alteración supérgena en un

ambiente subtropical y condicionado posteriormente al paso hacia un clima árido que favorece la

erosión y exhumación del depósito (como en el norte de Chile; Alpers y Brimhall, 1988; Sillitoe

y McKee, 1996), pueden desarrollarse procesos supérgeno de enriquecimiento secundario que se

superponen a los eventos de alteración/mineralización hipógenos. La figura 1.5 ilustra el perfil

supérgeno asociado a un pórfido cuprífero, donde en la porción superficial se encuentra un

horizonte lixiviado, con cuarzo residual, arcillas, abundantes óxidos e hidróxidos de fierro y

frecuentemente oquedades pseudomorfas de sulfuros denominados boxworks. La extensión

vertical promedio de esta zona es de 20-25 m y los valores de cobre son menores a 0.1-0.2%. Su

génesis se relaciona a la circulación de aguas meteóricas, cuyas condiciones altamente oxidantes

destruyen los sulfuros de Cu-Fe hipógenos, combinándose con el azufre liberado y originando

ácido sulfúrico (H2SO4), principal responsable de la fuerte lixiviación de las rocas de este nivel.

En profundidad le sigue un nivel oxidado, con mineralización de cobre oxidada (crisocola,

malaquita, atacamita, antlerita, brochantita, copper pitch y wad, etc.), asociados con óxidos e

hidróxidos de fierro. En general ocurre entre los 25 a 50 m, aunque su profundidad es variable.

Sus leyes pueden superar el 1%. Se relaciona también a la circulación de fluidos meteóricos,

pudiendo además recibir aportes de cobre desde la zona lixiviada. El cobre en solución migra a

profundidades en forma de sulfatos solubles, estables en condiciones oxidantes y ácidas. La

neutralización de las soluciones ácidas, por reacción con los minerales de la roca huésped

provoca precipitación de minerales oxidados de cobre, en una secuencia de estabilidad

dependiente del pH y el estado de oxidación (eH) del fluido. En ambientes más profundos, bajo el

nivel freático y en presencia de sulfuros primarios, las condiciones cambian de oxidantes a

reductoras. Bajo estas condiciones, los sulfatos son reducidos a sulfuros enriquecidos de cobre

(covelina y calcosina). Esta zona más profunda se denomina nivel de enriquecimiento

secundario. Ocurre normalmente bajo los 50 m y puede alcanzar espesores de hasta 200 m, con

leyes de Cu entre 1 y 2%. En algunos depósitos se puede generar, además, zonas intermedias de

óxidos-sulfuros secundarios, ligados a la migración del nivel freático. Un resumen de los parámetros tectónicos y geodinámicos que controlan la formación de este

tipo de yacimientos puede consultarse en el ANEXO B, Sección 3.

Figura 1.5: Perfil de enriquecimiento supérgeno idealizado para un depósito de tipo pórfido cuprífero. Se puede observar la organización en niveles de las zonas lixiviada, oxidada y de enriquecimiento supérgeno, junto con la asociación de minerales de mena comunes relacionados a cada nivel. También se detallan los factores fundamentales para la formación de este perfil, es decir: alzamiento, clima, tasas de erosión y el nivel freático. Además se observan los niveles de lixiviación, oxidación y enriquecimiento supérgeno. Ilustrados a cada lado del sistema de enriquecimiento, se observan sistemas exóticos hospedados tanto en grava (Mina Sur: Münchmeyer, 1996) como en roca fracturadas principalmente (Damiana). Modificado de Becerra (2001).

16

1.4.2 MINERALOGIA MAGNETICA EN SISTEMAS HIDROTERMALES Y

SUPERGENOS

La base elemental del paleomagnetismo la constituye la capacidad de los minerales

ferromagnéticos de una roca o material de registrar el vector de campo geomagnético al que están

sometidos al momento de enfriarse (bajo la temperatura de bloqueo Tb). En respuesta a las

variaciones en las condiciones fisicoquímicas del fluido, la mineralogía magnética cambia,

involucrando la modificación de las propiedades magnéticas de la roca, considerando su

dependencia de la estructura cristalina de los minerales ferromagnéticos y su composición y

distribución catiónica dentro de la estructura cristalina. Estas variables están ligadas directamente

con las configuraciones de los momentos magnéticos de spin de los cationes componentes y su

acoplamiento magnético dentro de la estructura (tabla 1.2). Otro parámetro imprescindible dentro

de un análisis de propiedades magnéticas corresponde al tamaño de grano, parámetro ligado

directamente con la “teoría de dominios” (ver ANEXO A, sección 4).

Tabla 1.2: Momentos de spin de cationes basado principalmente en su presencia dentro de los minerales ferromagnéticos

Ion Fe3+ Fe2+ Mn3+ Mn2+ Co2+ Ni2+ Ti4+

Momento de spin (μB) por molécula

5 4 5 4 3 2 0

1.4.2.1 OXIDOS DE Fe-Ti

Los minerales magnéticos más importantes son los óxidos de Fe-Ti cuya composición está

representada por un diagrama ternario con miembros extremos FeO-Fe2O3-TiO2 (Fig. 1.6). En

este gráfico se definen además las series de solución sólida (SS) magnetita-ulvospinel (Fe3O4-

Fe2TiO4); ilmenita-hematita (FeTiO3-Fe2O3) y pseudobrookita-ferropseudobrookita (Fe2TiO5-

FeTi2O5). También hay que considerar aquellas composiciones intermedias asociadas a oxidación

entre la serie de las titanomagnetitas y titanohematitas, correspondiente a la serie de las

titanomaghemitas.

17

Figura 1.6: Diagrama ternario composicional para óxidos de Fe-Ti. Además de los miembros extremos FeO-Fe2O3 y TiO2, se ilustran las series de solución sólida correspondientes: magnetita-ulvospinel (Fe3O4-Fe2TiO4); ilmenita-hematita (FeTiO3-Fe2O3) y pseudobrookita-ferropseudobrookita (Fe2TiO5-FeTi2O5, Modificado de O`Reilly, 1984)

En una roca afectada por alteración hidrotermal, la génesis de los óxidos de Fe-Ti está ligada

principalmente a dos variables: la mineralogía de la roca huésped y la composición y

condiciones fisicoquímicas del fluido hidrotermal. En el primer caso, esta variable controla en

parte la disposición catiónica dentro de la roca huésped, como el Fe2+, Fe3+ y Ti4+ así como la

disponibilidad de aquellos cationes capaces de modificar las condiciones del fluido que produce

alteración por medio de reacciones de intercambio químico y/o precipitación de minerales

(buffer). Por lo tanto puede implicar de la misma forma el control de las eventuales

transformaciones de los minerales de Fe-Ti primarios respecto a las nuevas condiciones

fisicoquímicas impuestas por el fluido (Reed, 1997). A modo de ejemplo, para alteración

selectiva, o bien asociado a oxidación deutérica, un óxido de Fe-Ti primario como la ilmenita

responderá reequilibrándose respecto a las nuevas condiciones presentando exsoluciones y

reacciones de intercambio. Estas reacciones, si las condiciones de actividad de sílice y calcio en

la solución hidrotermal son las adecuadas, puede producir reemplazos parciales por esfeno de la

ilmenita (CaTiSiO5, Haggerty, 1991).

La segunda variable de relevancia que puede favorecer la depositación, alteración o

destrucción de la mineralogía ferromagnética se relaciona a parámetros como la temperatura (T),

estado de oxidación (eH), acidez (pH), fugacidad de oxígeno (f[O2]), actividad de azufre (aS) y

18

cationes componentes disueltos en un fluido hidrotermal (Andersen & Lindsley, 1988; Lindsley,

1991; Wood, 1998). Esto es mostrado en la figura 1.7, en la cual, a condiciones experimentales

específicas, una variación de la concentración de azufre en el sistema hidrotermal genera un

cambio en la definición del gráfico de fases Fe-O-S-H, influyendo directamente en las

condiciones de acidez y estado de oxidación a las que los óxidos y sulfuros de hierro presentan

estabilidad.

Figura 1.7: Gráficos pH versus fO2 para Fe-S-O-H a 200°C, presión de vapor saturado en agua (SWVP). (a) Para ΣS=0.01; (b) ΣS=0.001 y (c) ΣS=0.0001 (Tomados de Wood, 1998). Se observa claramente la diferencia de los campos de estabilidad de fase para los tres casos, así como la dependencia de la depositación de magnetita y/o hematita del estado de oxidación del azufre, teniendo en cuenta que las fronteras de fase entre los minerales de hierro tienen distintas reacciones de equilibrio. Por ejemplo, en presencia de H2S0 la frontera po-py está representada por la reacción FeS + 0.5O2(g) +H2S0 = FeS2 + H2O; en cambio si domina el HS–, la ecuación de paso entre ambos minerales es 2FeS + 2H+ + 0.5O2(g)=FeS2 + H2O(l) + Fe2+. Las abreviaciones utilizadas son las siguientes: py-pirita; po-pirrotina; mag-magnetita; hem-hematita.

Los gráficos experimentales anteriores reproducen sólo una combinación de parámetros

fisicoquímicos dentro del espectro en que puede desarrollarse un sistema hidrotermal, lo que

sugiere que la complejidad asociada a la génesis de un pórfido cuprífero es capaz de generar

asociaciones de minerales ferromagnéticos complejas. Por lo tanto, considerando que la suma

“roca huésped”+“fluido hidrotermal” controla la composición y abundancia de óxidos de Fe-Ti

presentes en una roca mineralizada, es importante identificar los efectos químicos que produce un

proceso hidrotermal determinado, así como la asociación mineralógica correspondiente a los

fenómenos hidrotermales registrados. Esto permite analizar los resultados magnéticos obtenidos

en estas rocas alteradas asignándolos a un mineral dentro de la secuencia paragenética del

yacimiento.

19

1.4.2.2 BUFFERS DE OXIDACION

Algunas condiciones fisicoquímicas dentro de un sistema hidrotermal no tienen variabilidad

lineal, manteniéndose dentro de un intervalo dependiendo de la disponibilidad de un catión de

balance que logra mantener estos parámetros fijos (como K+, Ca2+, Na+) o bien, del cambio de

una asociación de minerales de alteración. Es el caso de variables como el pH y el eH (estado de

oxidación) del fluido, controlados por las series de minerales buffer. El conocimiento de las

condiciones que influyen en la génesis de una asociación buffer implica la caracterización directa

de los óxidos de Fe-Ti que depositados por un proceso hidrotermal, dada la respuesta del catión

Fe2+ respecto a un buffer específico (Fig. 1.8.c). Además, la presencia de minerales

correspondiente al gráfico de fases Fe-S-O-H, en conjunto con la reducción de sulfatos son

decisivos para la determinación de las series de minerales buffer redox (Fig. 1.8.c y d). Es

importante tener en cuenta que para las asociaciones buffer las consideraciones presentadas en la

subsección anterior también son válidas, i.e., son controladas por el tipo de roca huésped y por

parámetros termodinámicos como la temperatura (Fig. 1.8). Tanto la permeabilidad como la

razón agua/roca ligadas a la roca huésped son factores que inciden, entre otros parámetros, en el

área total de superficie a alterar y, por ende, en la disponibilidad de cationes y reacciones de

equilibrio-neutralización que se producirán durante el paso del fluido hidrotermal.

Figura 1.8: Reacción de una roca de composición andesítica al ser sometida al paso de un gas magmático ácido condensado diluido a 300°C (Tomado de Reed, 1997). En (a) se ilustra los principales minerales de alteración respecto al fluido inicial. (b) corresponde al pH y la molalidad total de los cationes mayores de la fase acuosa. Para caracterizar la variación escalonada del pH en este grafico (ligada justamente a los buffer), basta observar la curva correspondiente a la actividad de H+. El consumo y/o concentración del resto de los cationes depende de la cristalización de las especies minerales indicadas en (a). En este estudio el catión de interés es el Fe2+, para el que se presentan quiebres respecto a su composición en el fluido conectados tanto a la depositación de silicatos, como la clorita ([Mg,Al,Fe]6[Si,Al]4O10[OH]8), epidota (Ca2[Al,Fe]3[SiO4]3[OH]) y biotita (K[Mg,Fe]3[Si3Al]O10[OH,F]2), pero principalmente relacionados a la reducción de sulfatos magmáticos a sulfuros dependiente de la oxidación de Fe2+ a Fe3+, precipitando como magnetita (FeO·Fe2O3) y hematita (Fe2O3).

20

Figura 1.8 (cont.): Evolución del fluido descrito a través del paso en roca huésped respecto a :(c) Molalidades de especies ácido-base y redox seleccionadas. (d) Óxidos, sulfuros y sulfatos de alteración. (e) Molalidad total para metales de mena en fase acuosa. Como se indicó anteriormente, el contenido de Fe2+ en el fluido tiene directa relación con el de los ligantes SO4

2- y H2S, capaces de controlar estados redox del sistema involucrado en la depositación de pirita y sulfuros de metales base. Cabe destacar que la trayectoria de Cu2+ muestra cierta semejanza con Fe2+, mostrando su relación directa y/o el control que ejerce este catión en las condiciones de precipitación de minerales de Cu. A modo de ejemplo, es posible visualizar que algunos buffer dentro de su reacción de equilibrio incluyen de forma directa la participación de óxidos y sulfuros de Fe (grafico (d)), como es el caso del buffer a, sujeto al equilibrio entre pirita con HSO4

2- y Fe2+; los buffer c y d, dependientes del equilibrio hematita-pirita; el buffer e, correspondiente a hematita-magnetita, que se termina con la disolución de toda la hematita y el buffer f que incluye dentro de su serie mineralógica a la magnetita. Es importante tener en cuenta que estos buffer también poseen otros tipos de restricciones, acopladas tanto al pH como a la actividad de ciertos cationes.

21

De lo anterior se puede deducir que para comprender la relación de una asociación

mineralógica específica con ciertas propiedades magnéticas presentadas es imprescindible

establecer una correlación entre los óxidos de Fe-Ti y los minerales de alteración identificados,

permitiendo interpretar su contribución a la señal magnética asociada a las rocas mineralizadas.

Un detalle de estas propiedades y sus bases teóricas son discutidos en el ANEXO A, sección 7.

1.4.2.3 ESTADOS DE OXIDACION DE LOS OXIDOS DE Fe-Ti

La génesis de los óxidos de Fe-Ti, y, por consiguiente, de los minerales magnéticos en un

sistema hidrotermal está ligada principalmente a tres variables: (1) temperatura, (2) mineralogía

de la roca de caja, y (3) composición y condiciones químicas del fluido hidrotermal. Ya que un

evento de alteración hidrotermal es de naturaleza metasomática, impondrá modificaciones

mineralógicas en la roca y, por consiguiente, a los minerales preexistentes. Un paralelo entre los

efectos del hidrotermalismo respecto a otros procesos naturales susceptibles de modificar la

mineralogía ferromagnética se observa en la figura 1.9, donde los miembros del diagrama

ternario FeO-Fe2O3-TiO2 y sus variaciones evidencian la sensibilidad de las fases finales de los

óxidos de Fe-Ti en base a los cambios de aquellos parámetros termodinámicos involucrados. Por

otra parte, si sólo considerando los fenómenos hidrotermales de mayor temperatura (600-350°C)

asociados a la formación de un yacimiento tipo pórfido cuprífero, los diagramas de estabilidad de

fase para óxidos de Fe-Ti sufre transformaciones (Fig. 1.9.b, c y d). A su vez, ya que los

desequilibrios del “ambiente” son grabados por estos minerales, se puede estimar su estado de

oxidación según el análisis de Buddington y Lindsley (1964), obteniendo información de la

mineralogía magnética ígnea del sistema en base a la reconstrucción cualitativa de los procesos

de oxidación que afectan la roca (tabla 1.3). Bajo los supuestos anteriores, se puede interpretar

una correlación entre cierta asociación mineralógica representativa de un evento de alteración

hidrotermal y una familia específica de minerales magnéticos.

22

Figura 1.9: (a) Diagrama ternario correspondiente a distintos fenómenos susceptibles de producir cambios de las asociaciones mineralógicas existentes en una roca al ser sometidas a nuevas condiciones impuestas por un evento geológico posterior. En el diagrama se indica la composición intermedia Fe2.4Ti0.6O4 (TM60) ya que, desde este punto hasta el miembro extremo Fe3O4 de la solución sólida de las titanomagnetitas, son composiciones apropiadas para la generación por oxidación de miembros de la serie de las titanomaghemitas. (b), (c) y (d) Cambio de asociaciones mineralógicas en el diagrama de fases para los óxidos de Fe-Ti respecto a la temperatura. Los diagramas representan temperaturas de 800, 600 y 400°C a presiones de 1-2 kbar, semejantes a las asociadas a emplazamiento de intrusivos porfíricos (6-7 km.; 3.3 km ∼1kbar). Las líneas segmentadas en (b) y (c) indican la coexistencia de (Mt-Ulv)ss y (Hem-Ilm)ss bajo las condiciones de fugacidad de oxigeno del buffer indicado (WM: Wustita-Magnetita; FMQ: Cuarzo-Fayalita-Magnetita; NNO: Níquel-NiO. Se observa además la tendencia desde (Fps-Psb)ss hacia Psb con el descenso de la temperatura ( (a) Modificado de O’Reilly, 1984; (b), (c) y (d) modificados de Linsdley, 1991)

23

Tabla 1.3: Resumen de las características químico-ópticas de los estados de oxidación progresivos para la titanomagnetita e ilmenita (basado en Haggerty, 1991).

Mineral Estado de oxidación

Características Reacciones

C1

Mt-UlvSS ópticamente homogénea.

C2

S.S. enriquecida en magnetita con baja densidad de ilmenita “lamellar” exsuelta paralela al plano {111}.

6Fe2TiO4 + O2=6FeTiO3 +2Fe3O4

Oxidación de titanomagnetita primaria

C3

Titanomagnetita pobre en Ti, con un aumento de la densidad de “ilmenita lamellar” exsuelta paralela al plano {111} del mineral huésped.

4Fe2TiO4 + O2=4FeTiO3 +2Fe2O3

Oxidación de intercrecimientos de titanohematita-ilmenita

C4

Primeros estados: textura “moteada” de los intercrecimientos de ilmenohematita, asociada a diminutas exsoluciones de espinel y desarrollo de ferri-rutilo en ilmenita. Estados más avanzados: La metailmenita es más clara (HemSS) y la titanomagnetita cambia hacia colores café oscuro (MtSS). Aumentan los reflejos internos de la meta-ilmenita, con grados variables de anisotropía. Hay una orientación de los lentes de ferri-rutilo paralelo a las láminas de metailmenita (0001). El centro de las zonas con ilmenita lamellar está más afectado que los bordes.

Lamellas similares a estado de oxidación R2 y R3 en ilmenita

C5

Desarrollo de Rt+TitanoHemss. Ferri-rutilo persiste en zonas menos oxidadas. El rutilo y la titanohematita se desarrollan extensivamente en zonas con metailmenita lamellar. Los contactos aserrados entre planos lamellares exsueltos y la titanomagnetitas son más pronunciados que en estado C4. A estados más avanzados, comienza a desarrollarse exsoluciones en la titanomagnetita y los contactos tienen forma de frentes de reemplazo

Equivalente a estado de oxidación R5 de ilmenita

C6

Desarrollo incipiente de PsbSS desde rutilo+titanohematita a lo largo de los planos {111} relictos. El desarrollo de lentes de rutilo es mas fino que para el estado de oxidación R5 en ilmenita.

PsbSS+Rt+titanoHtSS

C7

Es el estado más avanzado de oxidación del espinel original. La PsbSS típicamente muestra dos texturas distintivas: lámellas pseudomorfas respecto al plano {111} o intercrecimientos de textura grafica con titanohematita. Estas texturas dependerán por una parte, de la exsolución lamellar extensiva de ilmenita-hematita en el primer caso, o por otra parte, del desarrollo de exsoluciones de tipo sándwich o compósito, donde la estructura espinel sigue manteniendo grandes concentraciones de Ti.

PsbSS+ HtSS

24

Tabla 1.3: Continuación

Oxidación de ilmenita primaria

R1 Ilmenita homogénea

R2

Incremento de la reflectividad y cambio de color. Desarrollo de lentes sigmoidales de rutilo a lo largo de los planos {0001} y {01⎯11} de la ilmenita. Hay una tendencia de las lámellas a ser más gruesas respecto al plano {0001}

Ilm férrica+Rt férrico

R3

Los lentes comienzan a engrosarse y a ser más abundantes, con cambios de color, reflectividad y anisotropía. Las exsoluciones de forma sigmoidal dan origen a una textura conocida como syneusis.

Rt férrico+ (Ilm ferrica)

R4

Más complejo que R3 y R5. Ilmenita y titanohematita están presentes como mineral huésped en proporciones similares. Rutilo férrico y rutilo ocurren como lentes sigmoidales o como finas lámellas, orientadas respecto a los planos {0001} y {01⎯11} de la ilmenita. La composición de las fases descritas es altamente variable

Rt+titanoHt+Rt férrico+Ilm férrica

R5

Desarrollo extensivo de rutilo y titanohematita, con un blanqueamiento de este último producto del aumento de Fe3+ y la pérdida de TiO2. Los lentes de rutilo férrico son bien definidos y con un fuerte control cristalográfico.

Rt+titanoHt

R6

Desarrollo de PsbSS en base a la asociación mineralógica R5. En estados incipientes aparece en fracturas y bandas de granos, pero si la oxidación se intensifica, reemplaza regiones más centralizadas del grano, con preferencia por los lentes de rutilo. Las formas lenticulares bien definidas de los estados R3-R5 son destruidas por las formas de la PsbSS, con un reemplazo raramente completo.

Rt+titanoHt+(PsbSS)

R7

Predominancia de PsbSS. Tienden a presentarse fantasmas de rutilo férrico y, en algunos casos, inclusiones de rutilo+hematita con textura de “gotas” o sub-grafica.

PsbSS = (Rt+titanoHt)

25

Otras de las características fundamentales de las titanomagnetitas corresponden a las texturas

de oxidación ligadas a exsolución y/o intercrecimiento con ilmenita. Estas son:

(a) Tipo trellis: Dado que el plano {111} del espinel es cercano al plano {0001} de la ilmenita,

por efectos de oxidación-exsolución tiende a aparecer ilmenita lamellar a lo largo del plano

{111} de la titanomagnetita. Es común que exista también una transición desde el estado descrito

(<1-10 μm) a lámellas respecto a todos los sets de planos octaedrales de la estructura (Fig.

1.10.a). (b) Tipo Sándwich: Bandas espesas de ilmenita (25-50 μm) a lo largo de un arreglo de planos

octaedrales. No son abundantes dentro de un mismo cristal y, en algunos casos, puede existir una

sola banda. Muestran contactos bien definidos con la titanomagnetita y pueden coexistir con

texturas tipo trellis, pero están raramente en contacto con inclusiones de tipo compósitos, con una

secuencia paragenética entre ambas indeterminada (Fig. 1.10.b). (c) Tipo compósito: Corresponden a inclusiones euhedrales-subhedrales de ilmenita presentes en

titanomagnetita, con contactos bien definidos respecto a su mineral huésped. Ocasionalmente

muestran orientación respecto a planos determinados. Pueden tener un origen magmático o bien,

ser producto de oxidación-exsolución de Mt-UspSS (Fig. 1.10.c).

Figura 1.10: Texturas de exsolución-oxidación-reemplazo de óxidos de Fe-Ti primarios. (a) Exsolución de ilmenita en titanomagnetita tipo (a) trellis. (b) sándwich y (c) compósito. (d), (e) y (f) microfotografías de texturas de oxi-exsolución más avanzadas. (d) textura syneusis (IlmSS-HemSS) de apariencia atigrada. (d) Textura gráfica (Rut+HemSS+Psb). (f) Martitización: la oxidación permite visualizar los planos {111}. (a, b y c) modificado de Haggerty (1991). (d, e y f), este trabajo.

26

27

1.4.2.4 IMPLICANCIAS MAGNETICAS DE LAS EXSOLUCIONES: Inversión de la

magnetización y magnetización lamellar

Las diferentes transformaciones antes mencionadas no sólo tienen consecuencias relacionadas

a la composición de las fases mineralógicas; también afectan las propiedades magnéticas de la

roca a consecuencia directa tanto del cambio químico-estructural y del tamaño de los minerales

de Fe-Ti. Basta recordar, a modo de ejemplo, que la formación de dominios es función de este

parámetro y que a su vez la coercividad de la intensidad de magnetización de un mineral depende

del número de dominios magnéticos dentro del mineral. Dos efectos producidos por estos

cambios a minerales ferromagnéticos de naturaleza primaria son los llamados inversión de la

magnetización y magnetismo lamellar. Estos efectos son descritos en detalle a continuación, con

el fin de ejemplificar los efectos magnéticos que son capaces de producir los desequilibrios

fisicoquímicos que involucra la alteración hidrotermal. Ambos tópicos son de amplio debate

hasta hoy.

Magnetización Termorremanente Invertida

Este fenómeno está asociado al mecanismo de acoplamiento antiferromagnético entre una fase

de baja temperatura de Curie (Tc) fuertemente magnética y una fase de mayor Tc y de menor

coercividad (Dunlop, 1990). Al enfriarse, la fase de mayor Tc atrapa una magnetización alineada

paralelamente al campo magnético aplicado, pero al alcanzar la Tc de la segunda fase, esta

muestra un alineamiento antiparalelo respecto a la fase de mayor temperatura, por lo tanto la

magnetización resultante es antiparalela al campo magnético aplicado (Harrison & Putnis, 1995).

Por ejemplo, en el caso de las titanohematitas, la exsolución de miembros ricos en fierro para

sistemas con fracciones de Ilm<50%.

Magnetización Lamellar

Este tipo de magnetismo ha sido fuente de intensa investigación en la ultima década (Robinson

et al., 2002; Robinson et al, 2004; McEnroe & Brown, 2000; McEnroe et al., 2001; entre otros),

ya que puede explicar valores inusuales de intensidad de magnetismo remanente en rocas de

enfriamiento lento donde no existen miembros ferrimagnéticos asociados a la serie Ilm-HemSS

primarios, como por ejemplo en una roca volcánica. En este caso se propone que las exsoluciones

lamellares de IlmSS-HemSS producidas por fenómenos de oxidación y reequilibrio en la roca son

capaces de generar un comportamiento ferrimagnético, ya que las superficies de contacto entre

zonas enriquecidas en Fe3+ y empobrecidas en Ti4+ y viceversa no son abruptas, sino que tienen

una composición transicional entre ambos miembros exsueltos, generando un vector magnético

resultante, que sumado al asociado a otras capas dan origen al ferrimagnetismo observado (fig.

1.11).

igura 1.11: Modelo de magnetismo lamellar multicapa (tomado de Robinson et al., 2002). Las columnas a y b

ponde a hematita como mineral huésped; c y d, a ilmenita. Las flechas oscuras muestran el vector magnético resultante de cada capa catiónica. Las flechas abiertas representan el vector magnetico resultante de cada lámella. El modelo corresponde a una Simulación de Monte Carlo, con un número de capas catiónicas y lamellas variables, que permit modelar el comportamiento de las exsoluciones de las titanohematitas, donde la presencia o ausencia de un vector ltante dependerá del numero de lámellas total del modelo, el número de lámellas exsueltas, su composición y el lugar dentro del modelo de lámellas, considerando que entre las sub-estructuras A y B (capas alternadas) el comportamiento es antiferromagnético.

1.4.3 PALEOMAGNETISMO Y MINERALOGIA MAGNETICA EN YACIMIENTOS DE

ORIGEN HIDROTERMAL

Las investigaciones respecto de la aplicación del paleomagnetismo en rocas mineralizadas son

escasas. Esto se relaciona principalmente con la génesis hidrotermal compleja de los depósitos

minerales, requiriendo estudios minuciosos de orden magnético-mineralógicos para determinar el

mineral portador de la magnetización. En Chile se han efectuado estudios preliminares de este

ientos tipo pórfido cuprífero Chuquicamata, El Teniente y Los Pelambres

Fcorres

e resu

tipo en los yacim

28

29

(Faúndez, 2002; Astudillo, 2003; Tapia et al., 2005), cuyo principal objetivo se relacionó a la

factibilidad de desarrollar un estudio paleomagnético de mayor detalle en cada depósito, con la

entrega de resultados parciales respecto de los efectos de la alteración sobre las propiedades

magnéticas originales de la roca huésped. En yacimientos tipo Kiruna e IOCG (El Romeral y El

Laco, respectivamente) las interpretaciones se sustentan principalmente en la correlación

establecida entre la composición-tamaño de los minerales de mena (titanomagnetita/magnetita y

hematita) y su dependencia de los fenómenos magmático-hidrotermales presentes en cada

depósito (ver Bookstrom, 1977; Nystrom & Henríquez, 1994; Naslund et al., 2002, entre otros),

permitiendo definir la contribución del magnetismo remanente natural y/o inducido en el

modelamiento de anomalías magnéticas (Alva-Valdivia, 2003 a y b). Un planteamiento similar

para el yacimiento La Candelaria ha sido propuesto por Taylor (2000) y la subsecuente

discusión formulada por Roperch et al. (2001).

Este método también ha sido aplicado en otros depósitos de cobre: Mantos Blancos y Manto

Verde (Tassara et al., 2000; Ramírez et al., in prep), que evidencian un fuerte control litológico-

hidrotermal de su respuesta magnética. Es el caso de las brechas hidrotermales, donde la

abundancia relativa de especularita y/o hematita influye directamente en los valores de MRN

presentados por esta unidad. Para el distrito Carolina de Michilla, si bien la alteración

hidrotermal se relaciona a la depositación de magnetita y hematita, magnéticamente es imposible

diferenciar el cuerpo mineralizado de la roca de caja (lavas no mineralizadas, Townley et al.,

2007).

Estudios tectónicos recientes basados en datos paleomagnéticos obtenidos desde yacimientos

de Zn-Pb han sido realizados en Alaska (Red Dog, Lewchuk et al., 2004), Canadá (Navan,

Symons et al., 2002) e Irlanda (Pillara mine, Symons et al., 2005), así como en depósitos de Mn

(Kalahari field, Evans et al., 2001). Para estos depósitos las consideraciones

magnetoestratigráficas derivadas de los eventos de alteración hidrotermal registrados en la roca

huésped son indispensables, ya que la interpretación se realiza en base a su correlación con la

geocronología del yacimiento. Esta herramienta, en conjunto a análisis magnético-mineralógicos,

ha contribuido además al modelamiento magnético de yacimientos de fierro-apatito en México

(El Encino, Las Truchas, Peña Colorada, Cerro de Mercado y Distrito Naica. Alva Valdivia et

al., 1995; 1998; 2001; 2003).

CAPITULO 2: ALTERACION HIDROTERMAL, PROPIEDADES MAGNETICAS Y MINERALOGIA FERROMAGNETICA DEL YACIMIENTO TIPO PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA Y GRANITOIDES ALTERADOS (Bloque este de la mina) -Antecedentes Geológicos

-Petrografía y Alteración Hidrotermal del yacimiento e intrusivos encajantes -Resultados Magnético-Mineralógicos -Discusiones

30

2.1 UBICACIÓN Y GENERALIDADES

El yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata es el núcleo y depósito principal del

distrito homónimo, que constituye una concentración excepcional de Cu, Mo y otros elementos

de interés económico a escala regional, y es reconocido como una “anomalía a escala planetaria”

(Faunes et al., 2005). Está localizado en la provincia de El Loa, Región de Antofagasta, Chile, en

los Andes Centrales (22º16.5’S; 68º54’W), a 2800-3000 m.s.n.m. (Fig. 2.1). Se ha explotado

desde el siglo XIX, inicialmente a pequeña escala en afloramientos de cuerpos oxidados y vetas

de minerales de Cu oxidados de alta ley, correspondiente a la expresión superficial del

yacimiento. La extracción de mineral en forma industrial se realiza desde 1915, cuando comenzó

la explotación por medio de una mina a rajo abierto de los oxidados de Cu diseminados (Faunes

et al., 2005). Hasta el año 1997 se estima que 2.035 millones de toneladas métricas (Mt) de

mineral de mena han sido extraídos desde el yacimiento, con recursos remanentes estimados en

6.450 Mt con 0.55% de Cu (Ossandón y Zentilli, 1997).

Figura 2.1: Ubicación del yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata. También se puede observar la localización de otros yacimientos importantes asociados a la franja Eoceno-Oligoceno del norte de Chile.

31

2.2 GEOLOGIA DEL YACIMIENTO

Considerando los numerosos trabajos realizados en este yacimiento y con el fin de facilitar al

lector la exposición de los resultados de esta investigación, en esta subsección se presenta un

resumen de algunos aspectos geológicos de la mina Chuquicamata, fundamentales para la

comprensión de las interpretaciones basadas en la alteración hidrotermal, su relación con la

mineralogía magnética (CAPITULO 2 y 3), así como consideraciones estructurales a nivel local y

distrital que sustenten interpretaciones tectónicas derivadas desde el estudio paleomagnético de

estas rocas (CAPITULO 4). Para mayor detalle se sugiere consultar el ANEXO B, denominado

“Antecedentes geológicos expandidos de los yacimientos tipo pórfido cuprífero chilenos

Chuquicamata y El Teniente”.

2.2.1 MARCO GEOLOGICO LOCAL

El yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata está hospedado en rocas intrusivas

terciarias, ligado al emplazamiento de complejos intrusivos Cenozoicos elongados y de

orientación noreste (Lindsay, 1997, Fig. 2.2). La roca huésped de la mineralización corresponde a

tres unidades porfíricas, con distintas texturas y cantidades variables de plagioclasa, cuarzo,

ortoclasa y biotita. Estas unidades son las denominadas: (1) Pórfido Este, granodiorítica a

monzodiorítica, con abundantes fenocristales fuertemente empaquetados y escasa matriz; (2)

Pórfido Oeste, monzogranito a granodiorita, con fenocristales espaciados y matriz sacaroidal; y

(3) Pórfido Banco, monzodiorítico, con una distribución bimodal de tamaño de fenocristales en

una matriz afanítica (Aracena, 1981). El intervalo de edades en el que se emplazan estas unidades

varía entre los 35.6 a 33.0 Ma (U-Pb en circón; Ballard et al., 2001), siendo el pórfido Este el más

antiguo, de mayor distribución volumétrica y el que concentra la mayor parte de los minerales de

mena (Fig. 2.3). Chuquicamata tiene relación espacial y temporal con el Sistema de Fallas de Domeyko (DFZ),

específicamente la Falla Oeste, la cual lo corta (Ossandón et al., 2001). Esta falla, subvertical y

de rumbo aproximado N-S, pone en contacto el bloque mineralizado en su pared oeste con la

Granodiorita Fiesta (Fortuna Clara), perteneciente al Complejo Intrusivo Fortuna, con edades

aproximadas entre 39.3-36.2 Ma (Ballard, 2002).

32

33

La roca encajante del sistema de pórfidos corresponde a intrusivos más antiguos cuyas edades

no han sido establecidas con seguridad. Es el caso del Granito Este, con edades mínimas entre

196±6 y 189±6 Ma (K-Ar en roca total, Tomlinson et al., 2001); y la Granodiorita Elena,

asignada al Cretácico (K-Ar en roca total: 125±6 Ma. Ambrus, 1979; Lindsay et al., 1995;

Ossandón et al., 2001) y, más recientemente, al Eoceno (Ballard et al., 2001). Igualmente, existen

afloramientos de rocas estratificadas mesozoicas (metasedimentitas y metavolcanitas: Formación

Caracoles?, Lindsay, 1997), y de depósitos cuaternarios. La distribución de las diferentes

unidades mencionadas, tanto dentro como fuera del rajo, pueden observarse en las figuras 2.2 y

2.3.

2.2.2 ALTERACION Y MINERALIZACION

El depósito de Chuquicamata tiene forma de un cuerpo tabular vertical alongado en dirección

N-S, 4.500 m. de longitud, 800 m. de ancho y al menos 1.500 m de profundidad de acuerdo a

Faunes et al. (2005). Los eventos de alteración y mineralización hipógena de Chuquicamata,

están agrupados en dos categorías principales (Faunes et al., 2005): (i) evento temprano de baja

sulfidización, con bajos contenidos de pirita dentro de la asociación de sulfuros y (ii) evento

tardío fílico, con abundantes minerales sulfurados y pirita. Adicionalmente existió un evento de

alteración supérgena (Flores, 1985). Los tipos de alteración hidrotermal correlacionados con el primer evento hidrotermal son los

siguientes (con su asociación de minerales de alteración representativa): potásica de fondo

(biotita+feldespato-K-sericita+arcillas); clorítica (clorita+>albita-ankerita-calcosina-epidota);

alteración potásico-intensa dividida en dos sub-etapas: feldespato-K-cuarzo grano fino o K-Sil

(feldespato-K+albita+cuarzo+<anhidrita) y sericita gris-verde temprana (sericita+cuarzo

+sulfuros+>feldespato-K). Asociadas al evento descrito también se emplazan las vetas y vetillas

de cuarzo-molibdenita o “Vetas Azules” y, finalmente, las vetillas de calcopirita con halos

sericíticos (calcopirita+halos de cuarzo-sericita-calcopirita). El segundo evento hidrotermal está representado por alteración cuarzo-sericita (sericita

+cuarzo+pirita+menor caolinita y raro cuarzo+alunita), altamente penetrativa, ligada a repetida

mineralización de sulfuros, con superposición espacial y temporal, que indican la evolución del

grado de sulfidización del fluido. Posteriormente se emplazan las vetas tardías, vetillas y

microbrechas (calcopirita+covelina±hematita±anhidrita±yeso sin pirita), de distribución muy

localizada. Relacionadas a procesos supérgenos, existen tres zonas: la zona de enriquecimiento débil,

asociada a fracturas y zonas de falla, donde la ocurrencia de sulfuros supérgenos está subordinada

a la presencia de sulfuros hipógenos; la zona de enriquecimiento intenso, altamente fracturada y

con abundantes cavidades, lixiviación de sulfatos y un gran porcentaje de sulfuros hipógenos

reemplazados y, por último, la zona de oxidación y lixiviación, correspondiente a capas oxidadas

ricas en limonita y/o mineralización oxidada de Cu, principalmente desarrollada en la parte norte

del yacimiento.

36

37

Las edades de los diferentes pulsos de alteración hidrotermal han sido obtenidas por medio de

relaciones genéticas con los pórfidos del sistema, relaciones de corte y, en algunos casos, a través

de dataciones radiométricas en minerales de alteración. La edad asignada a la alteración potásica

de fondo es 33.4 Ma (Ar-Ar en biotita y feldespato-K; Reynolds et al., 1998); para las vetas

azules, 34.9 ±0.17 Ma (Re-Os en molibdenita; Ossandón et al., 2001) y 31.1 Ma, para la

alteración cuarzo-sericita (Ar-Ar en sericita; Reynolds et al., 1998). Para la alteración supérgena,

si bien no hay dataciones directas en el yacimiento, su edad probablemente se encuentre

constreñida dentro del rango interpretado para este evento en toda la zona norte de Chile, es

decir, entre 19-9 Ma (Sillitoe & McKee, 1996; entre otros). La distribución en planta de zonas o tipos de alteración hidrotermal y mineralización se ilustra

en la figura 2.4.

Figura 2.4: Distribución en planta de (a) zonas de alteración hidrotermal. En letra cursiva se indica la equivalencia entre tipos de alteración hidrotermal descritos en diferentes trabajos. (b) Mineralización en el yacimiento. Modificado de Faunes et al. (2005)

38

2.2.3 ESTRUCTURAS PRESENTES EN EL DISTRITO

El emplazamiento de los pórfidos y los eventos de alteración/mineralización en el yacimiento

presentan un fuerte control estructural, por lo que un estudio paleomagnético aporta información

complementaria desde el punto de vista tectónico. Dentro de la mina, las estructuras más

importantes son la Falla Oeste y la Zona de Deformación Este (Falla Mesabi). Sus principales

características, tanto a nivel regional como dentro de la mina, se indican a continuación.

FALLA OESTE

Constituye el segmento norte del sistema de fallas de Domeyko y es conocida por su

exposición en el rajo de la mina Chuquicamata. Corresponde a una estructura regional,

constituida por un arreglo de fallas transcurrentes e inversas paralelas al arco, de probable edad

Cenozoica (Ossandón et al., 2001). Se extiende varios cientos de kilómetros en el norte de Chile

y presenta un “comportamiento dinámico segmentado” (movimiento depende de la posición

geográfica y/o contexto geológico). Los yacimientos del distrito Chuquicamata están distribuidos

a lo largo de esta falla (Fig. 2.5). Evidencias de actividad transcurrente N-S de esta falla existen al norte de los Cerros de Paqui,

correspondientes al desarrollo de fallas de rumbo NNE, no conectadas directamente, con

indicadores cinemáticos de cizalle dextral (Tomlinson & Blanco, 1997). Hacia el norte, entre

Copaquiri y Quebrada Puno (21-21.5°S), tres de estas fallas muestran arreglo en echelón,

alteración cuarzo-sericita y mineralización de Au. En la zona de Pastos Largos (al norte de El

Abra), existen zonas de falla transcurrente dextral aisladas, cuya alteración evidencia una edad de

39.3±1.4 Ma (K-Ar en sericita: Tomlinson & Blanco, 1997). El movimiento de esta falla en el

Eoceno Superior se limitó a la formación de bandas miloníticas N-S durante el enfriamiento en la

Granodiorita Antena, con indicadores de cizalle dextral (Reutter et al., 1996).

Diferentes autores (Aracena, 1981; Maksaev & Zentilli, 1988; Tomlinson & Blanco, 1997a y

b; Lindsay, 1997; Ossandón et al., 2001) proponen que esta falla controla la intrusión del pórfido

cuprífero Chuquicamata asociada a la formación del yacimiento, en base a evidencias de

foliación y deformación dúctil presentes en la Granodiorita Fortuna y el Pórfido Este, y la

consecuente alteración y mineralización, dada la repetitiva apertura de fracturas acoplada a sus

movimientos (Maksaev, 1990; Lindsay, 1997).

39

En la mina, entre los 34-33 Ma se puede definir una inversión del movimiento transcurrente de

la falla desde dextral a sinistral (Lindsay et al., 1996). Este estilo de deformación se mantiene

aproximadamente hasta los 31 Ma (Oligoceno Medio-Mioceno Inferior), ya que existen familias

de fallas transcurrentes sinistrales que cortan la alteración de tipo cuarzo-sericita ligada al

movimiento de cizalle dextral previo; así como indicadores S-C en salvanda y brechas de falla en

el yacimiento de Chuquicamata (Reutter et al., 1996). En la parte norte de la Zona de Falla Oeste

una familia de fallas oblicuas de cizalle sinistral-normal y fallas verticales sinistrales pliegan

depósitos sedimentarios (Formación Papajoy, Tomlinson et al., 2001). El movimiento de rumbo

sinistral de la falla continua al menos hasta los 15 Ma, en base a edades K-Ar en tobas, relaciones

de contacto-corte de gravas supérgenas mineralizadas en El Abra con fallas transcurrentes

sinistrales, y fallas de rumbo sinistrales menores que afectan zonas de enriquecimiento supérgeno

en Chuquicamata. Este límite es estimado por la edad de la Ignimbrita Huasco (16.6±03 Ma, K-

Ar en biotita), que sobreyace la parte norte de la Falla Oeste, con escarpes menores (Tomlinson

& Blanco, 1997b). Basado en similitudes litológicas, químicas y edades del Complejo Intrusivo Fortuna (CIF) y

El Abra, Dilles et al. (1997) proyectan un desplazamiento sinistral de la falla de 35±1 km, aunque

indican que una componente en el manteo podría explicar las diferentes elevaciones de los

bloques separados por la falla (bloque oeste posee subsidencia relativa respecto a bloque este). En

este contexto, McInnes et al. (1999), por medio de la aplicación de termocronometría (U-Th)/He

en apatito, propone un alzamiento del bloque correspondiente la Granodiorita Fortuna, sin

considerar movimientos de rumbo de la falla y evidencias de terreno a favor de un descenso del

bloque con respecto a su posición inicial (El Abra, Tomlinson et al., 2001). Finalmente, entre el

Mioceno Superior-Plioceno, el movimiento de esta falla se caracterizó por pequeños

desplazamientos de rumbo y verticales, contemporáneos al levantamiento de la Precordillera

(Maksaev et al., 1994).

FALLA MESABI-ESTE (Zona de Deformación Este, Faunes et al., 2005)

Corresponde al conjunto de fallas más antiguo en el yacimiento. Formada en el contacto entre

los pórfidos Chuquicamata y la Granodiorita Elena, de rumbo NNE y manteo de alto ángulo al

W. Constituida por bandas de milonitas, cataclasitas y brechas de falla recristalizadas, otorgando

espesores variables en planta a esta zona, en función de su grado de deformación. Algunos

40

autores (Rojas & Lindsay, 1997; Lindsay, 1997; Faunes et al., 2005) le atribuyeron un fuerte

control estructural del emplazamiento del Complejo Intrusivo Chuquicamata, así como los

subsecuentes eventos de alteración hidrotermal, en base a sus evidencias de movimiento

transcurrente dextral y la curvatura al oeste de la falla Portezuelo, relacionando sólo a la Falla

Oeste con eventos tardíos de la evolución del yacimiento (zona de alta pirita). Esto es

consecuente con la interpretación propuesta por Reutter et al. (1996), los que indicaron que los

movimientos de la Falla Oeste son post-mineralización. Considerando sus similaridades en el estilo de deformación, Tomlinson y Blanco (1997)

indican que, al sur de los Cerros de Paqui, el “pseudos-plegamiento” del bloque Granodiorita

Este puede asociarse a la rotación de bloques de la Sierra Limón Verde. Esto se habría producido

entre los 45-40 Ma, en un periodo de actividad sinistral de la falla, si bien los indicadores de este

movimiento son, más bien, producto de eventos más jóvenes ligados a la Falla Oeste. Además,

estos indicadores de movimiento sinistral se superponen a indicadores dextrales de la Falla

Mesabi, asociados al periodo entre los 34-33 Ma, permitiendo inferir a los autores mencionados

que ambas fallas pertenecen al mismo sistema estructural. Lo anterior se contrapone a las nuevas

interpretaciones de Faunes et al. (2005), quienes consideraron el sistema de falla Mesabi más

antiguo que la Falla Oeste.

Otros sistemas estructurales

Dentro del yacimiento se han definido diferentes sistemas de fallas locales (Falla Americana,

Falla Zaragoza, Falla C-2, Falla Estanques Blancos, Falla Balmaceda, Falla Portezuelo y

Dominio de fallas NNW), cuya génesis y desarrollo estarían ligados genéticamente a la Falla

Oeste y/o a la Falla Mesabi. Este es el caso de estructuras que forman asociadas a una cuenca

“pull-apart” o bien, como fracturas tipo Riedel, interpretaciones hechas en base a los esfuerzos

del distrito para el Eoceno-Oligoceno (Maksaev & Zentilli, 1988; Reutter et al., 1996; Ossandón

et al., 2001; entre otros). Su distribución dentro de la mina es ilustrada en la figura 2.6. La

caracterización ampliada puede ser consultada en el ANEXO B.

41

Figura 2.5: Configuración estructural de la Falla Oeste y la Falla Mesabi tanto dentro de la mina Chuquicamata como en el contexto distrital.

42

Figura 2.6: Diferentes modelos de dominios estructurales presentes en el yacimiento. (a) Faunes et al., 2005. (b)

Ossandón et al., 2001. (c) Rojas y Lindsay, 1997.

43

2.3 RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS EN EL SISTEMA TIPO PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA

2.3.1 MUESTREO

Para este estudio se obtuvo un total de 141 muestras desde el yacimiento y afloramientos de

intrusivos no mineralizados (al este del rajo, tabla 2.1). La distribución en planta de los sitios y

sondajes muestreados puede observarse en la figura 2.7 y 2.8. La denominación SITIO

corresponde a un grupo de testigos paleomagnéticos representativos de una misma ubicación. El

protolito de las unidades muestreadas es de composición predominantemente granodiorítica, a

excepción de aquellos especimenes de la Zona de Deformación Este. Evidencian intensidad de

alteración hidrotermal variable: potásica de fondo, potásico-silícica, clorítica, cuarzo-sericítica y

supérgena. En este estudio los testigos paleomagnéticos se identifican respecto a la unidad

litológica que representan.

Tabla 2.1: Unidades litológicas muestreadas en sitios y sondajes al este del sistema de Falla Oeste.

Unidad litológica muestreada Sitio Ubicación (En coord. Mina)

Número de Muestras

Muestreo Año 2000 Pe1 4150N / 3700E 3 Pe2 4400N / 3250E 4 Pe3 3450N / 3650E 13 Pe4 4050N / 3900E 5 Pe5 5150N / 3500E 5

Pórfido Este

Pe6 5600N / 3750E 19 Granodiorita Este Ge1 4200N / 2000E 6 Muestreo Año 2004 Pórfido Este Pe7 4650N / 3650E 6

Ge3 4420N / 4400E 4 Granodiorita Elena- Granodiorita Este Ge4 2940N / 3950E 2

21 Granodiorita Elena Zona de Deformación Este

Ge2 3980N / 3980E 15

TOTAL MUESTRAS SITIOS 103

Unidad litológica muestreada Sondaje Ubicación (En coord. Mina)

Número de Muestras

Muestreo Año 2000 Zona de Deformación Este CH-4006 2478N / 3993E 23 Pórfido Este brechizado CH-4594 2544N / 3100E 5 Muestreo Año 2004 Pórfido Este CH-6693 Sin Información 8

CH6438 3150N / 3600E 5 Pórfido Este-Zona de Deformación Este CH6439 3140N / 3590E 5 Granito Este-Zona de Deformación Este PZM-40 4050N / 4200E 7

TOTAL MUESTRAS SONDAJES 38 TOTAL MUESTRAS UTILIZADAS 141

44

Figura 2.7: Mapa geológico de la mina Chuquicamata, donde se muestra la ubicación de los sitios y sondajes muestreados al este de la Falla Oeste. En el diagrama se observa también el sistema de coordenadas de la mina y su proyección en coordenadas UTM. Modificado de Ossandón et al. (2001).

45

Figura 2.8: Ubicación de los sitios y sondajes muestreados en el bloque este de la mina Chuquicamata versus la distribución de los tipos de alteración hidrotermal presentes en el yacimiento. Modificado de Ossandón et al. (2001).

46

2.3.2 PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES

AL ESTE DE LA FALLA OESTE

Considerando que los contrastes entre las propiedades magnéticas correspondientes a un

mismo tipo litológico son consecuencia de la alteración hidrotermal presente en el yacimiento, es

necesario determinar qué tipo de alteración hidrotermal existe en los sitios y sondajes analizados,

así como sus resultados mineralógico-magnéticos, para establecer finalmente su relación. A

continuación se realiza un resumen de los grupos definidos en función de las principales

características petrográficas observadas en muestras del Pórfido Este y de la roca de caja al este

de la mina (Granito Este y Granodiorita Elena). Las descripciones detalladas pueden ser

consultadas en el ANEXO C.

A. PORFIDO ESTE con alteración SELECTIVA

(Sitios Pe1 y Pe3; Sondajes CH6438 y CH6439)

o Características. En estas muestras se preserva las características del protolito. De textura

porfírica, holocristalina, hipidiomórfica, inequigranular, de grano medio-grueso, presenta

fenocristales de plagioclasa euhedral-subhedral, cuya macla puede ser obliterada por alteración

argílica y fracturamiento; ortoclasa anhedral y empañada; hornblenda subhedral-anhedral, con

clivaje característico y como pseudomorfos totalmente reemplazados por un agregado de clorita-

rutilo; y biotita, subhedral-anhedral. La masa fundamental corresponde a un agregado de

cuarzo+feldespato-K+plagioclasa accesoria, con texturas de mosaico y extinción ondulosa

intracristalina. Accesorios son los “ojos de cuarzo” semiredondeados.

o Alteración Hidrotermal. Los tipos de alteración hidrotermal interpretados son los siguientes:

potásico de fondo, asociada a reemplazo parcial de plagioclasa por feldespato-K y de minerales

ferromagnesianos por biotita-rutilo-magnetita. Probablemente también se relacione a

recristalización de la matriz. Sobreimpuesta hay cloritización parcial de la hornblenda y biotita

(Fig. 2.9.a y b), en bordes-clivajes y, eventualmente, afectando a todo el cristal , y, localmente,

alteración potásico-silícica, relacionada a evidencias de cataclasis. La plagioclasa y, en menor

medida, la ortoclasa evidencian sericitización y argilización. Puede o no existir escasa

calcopirita pequeña e irregular diseminada en la masa fundamental con magnetita.

47

o Mineralogía Magnética. Corresponde a magnetita accesoria subhedral-anhedral

predominantemente asociada a minerales máficos alterados, tamaños entre 0.5-0.05 mm,

desgarradas y con evidencias de oxidación (martitización y hematitización) en bordes-fracturas

o, eventualmente, afectando a todo el cristal (Fig. 2.9.c y d).

B. PORFIDO ESTE con alteración PENETRATIVA

(Sitios Pe2,Pe4, Pe5, Pe6, Pe7. Sondajes CH4594 y CH6693)

o Características. Si bien la alteración hidrotermal oblitera las características del protolito, en

ocasiones se distingue su textura holocristalina porfírica. Localmente puede observarse

fenocristales de plagioclasa gruesa (>2-0.5 mm) subhedral-anhedral, con reemplazo variable de

sericita-arcilla-calcita originando pseudomorfos tabulares; feldespato-K redondeado, de bordes

carcomidos y con reemplazo por caolinita. La biotita se observa desgarrada y decolorada,

alterada a clorita-sericita-rutilo y con eventual presencia de pliegues kink. La masa fundamental

corresponde a un agregado granular grueso de cuarzo y feldespato-K, con evidencias de

recristalización. En ciertos casos se observan fracturas paralelas (¿cizalle?).

o Alteración Hidrotermal. De las asociaciones mineralógicas se pueden inferir los siguientes

tipos de alteración hidrotermal: clorítica, observada en remanentes de biotita; potásico-silícica,

relacionada a reemplazo penetrativo de la roca por un agregado de cuarzo-feldespato-K (Fig.

2.10.c). Sobreimpuesta a las anteriores se evidencia una alteración cuarzo-sericita muy

destructiva, asociada además a pirita y apatito prismático accesorio (Fig. 2.10.a, b y e).

Localmente se relaciona a texturas de mosaico, sageníticas y “ojos de cuarzo”. La mineralización

puede encontrarse diseminada (calcopirita± bornita, reemplazada por calcosina-covelina-

digenita, fig. 2.10.d y f) o en vetillas rectas/stockworks (cuarzo-pirita-<<calcopirita+enargita).

La alteración supérgena se infiere a partir de la presencia de caolinita-alunita, sulfuros

supérgenos e hidróxidos de hierro. o Mineralogía Magnética. Es escasa, distinguiéndose magnetita relicta irregular parcialmente

oxidada, hematita cristalina asociada a rutilo, y limonitas de Fe (goethita+hematita terrosa)

diseminada y en fracturas relacionada a argilización.

48

49

Figura 2.9: Evidencias de alteración hidrotermal selectiva en el yacimiento. (a) Biotita con bordes cloritizados y “deshilachados”, textura relacionada a la aparición de rutilo. (b) Reemplazo total de un mineral máfico por clorita+opacos. Efectos de la alteración hidrotermal en minerales ferromagnéticos (luz reflejada). (c) Magnetita irregular con evidencias de maghemitización. En (d), correspondiente a un zoom del cristal anterior, se ilustra la diferencia entre un sector de la magnetita no afectado por oxidación versus sectores más a los bordes con texturas “gusanoidales”. (e) Magnetita con evidencias de hematitización en fracturas. (f) Cristal de magnetita parcialmente maghemitizado en asociación con calcopirita.

50

Figura 2.10: Evidencias de alteración penetrativa y mineralización en el yacimiento. (a) Cuarzo en mosaico+sericita y opacos (súlfuros), con crecimiento ocasional de muscovita. (b) Pseudomorfo de plagioclasa con reemplazo de sericita. (c) Textura granular de cuarzo+feldespato-K. (d) Bornita-calcopirita entrecrecidas+digenita-covelina en bordes. (e) Pirita diseminada y (f) Bornita reemplazada por calcosina-digenita.

C. ROCA DE CAJA (GRANITO ESTE-GRANODIORITA ELENA)

(Sitios Ge1, parte sitio Ge2, Ge3, Ge4. Tramos PZM-40)

o Características. Rocas de textura primaria holocristalina, fanerítica, equigranular de grano

medio. Constituida por plagioclasa euhedral, con maclas dobladas o quebradas y fracturamiento

(Fig. 2.11.a y b); feldespato-K irregular y bordes carcomidos; cuarzo anhedral grueso, y biotita

reemplazada por clorita, que también aparece diseminada y en fracturas asociada a rutilo y

magnetita oxidada (Fig. 2.11.b). Menor calcita en fracturas. Eventualmente existen brechas

hidrotermales de clorita-especularita

o Alteración Hidrotermal. Estas muestras evidencian alteración propilítica, que se puede

presentar como cloritización diseminada (±calcita) y/o en la matriz de brechas con fragmentos

correspondientes a los intrusivos descritos. Localizada y en relación a texturas cataclásticas puede

inferirse una probable alteración potásico-silícica. Finalmente, en base a la presencia de arcillas-

limonitas, se interpreta la presencia de meteorización y/o alteración supérgena superpuesta.

o Mineralogía Magnética. Magnetita accesoria, con tamaños entre 0.5-0.01 mm, diseminada

junto a clorita. Algunos cristales presentan maghemitización. Si las evidencias de oxidación son

considerables, se puede observar reemplazo total de este mineral por hematita cristalina-terrosa y

goethita, correspondientes a pseudomorfos euhedrales-subhedrales (Fig. 2.11. c y d).

D. ZONA DE DEFORMACION ESTE

(Parte sitio Ge2. Sondaje CH4006 y tramos PZM-40) o Características. Corresponde a una roca gris-negruzca muy frágil (¿salvanda de falla?), con

foliación localizada. Su textura varía desde granolepidoblástica a granonematoblástica, asociada a

orientación de minerales micáceos, menor calcita, y granos de cuarzo pequeños entrecrecidos

dentro de bandas oscuras anastomosadas (Fig. 2.11.e y f); o bien a hornblenda alterada a biotita.

Se observa además la presencia de pórfidoclastos de plagioclasa.

o Alteración Hidrotermal. La presencia de microvetillas de cuarzo-calcita rectas y epidota

diseminada asociada a pirita, puede relacionarse a alteración propilítica y probable silicificación.

51

o Mineralogía Magnética. La abundancia y naturaleza de los minerales magnéticos es variable

dependiendo de la muestra estudiada. Existe un predominio de la magnetita, grande y anhedral

(>0.5-0.1mm), o pequeña y euhedral (0.01 mm). La hematita es escasa y diseminada.

Figura 2.11: Evidencias de alteración hidrotermal y deformación en el Granito Este. (a) Pliegues ondulados en maclas de plagioclasa. (b) Ferromagnesianos alterados por clorita, con evidencias de pliegues kink. Se observa además un opaco (posiblemente magnetita) fuertemente obliterado por meteorización (limonitas de Fe). (c) y (d) Magnetita con evidencias de hematitización en bordes y sectores “picados” (reflejos internos rojos). Textura milonítica y deformación en la Zona de Deformación Este: (e) Diferentes familias de vetillas rectas de cuarzo-calcita que cortan el contacto entre zonas más granulares respecto a bandas carbonosas anastomosadas. Se evidencia también la presencia de opacos (magnetita). (f) Pliegue sinusoidal de vetilla.

52

2.3.3 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA

ANÁLISIS DE MAGNETISMO REMANENTE ISOTERMAL (IRM)

Las curvas de IRM correspondientes al Pórfido Este evidencian mezclas de minerales

magnéticos de baja y alta coercividad, (magnetita y hematita respectivamente), con un

incremento de la hematita en función de la alteración hidrotermal penetrativa (Fig. 2.12.a).

Para muestras asignadas al Pórfido Este con alteración selectiva (00Pe0101A) no se observa

saturación completa en comparación a intrusivos no alterados (Plutón Caleu no alterado, Parada

et al., 2005), si bien el 95% de la magnetización es adquirida en el rango 200-270 mT. Esto

indica la presencia de magnetita con escasa oxidación (presencia de hematita).

En el caso del Pórfido Este con alteración penetrativa, la magnetización adquirida en el rango

señalado es menor (Pe0401A: ≈90%; Pe0309A≈75%; Pe0608A≈60%), lo que se relaciona al

aumento de la cantidad de hematita en la muestra en función de la alteración que presenta. Las

diferencias de las curvas IRM indicativas de la presencia de hematita para ciertas muestras de

este grupo podría correlacionarse con el tipo de alteración hidrotermal predominante (Pe0309A:

cuarzo-sericita; Pe0608A: cuarzo-sericita penetrativa; Pe0612A: supérgena Ge0103A: brecha

hidrotermal, matriz de clorita-hematita especular), considerando que este parámetro depende del

tamaño de los cristales y/o su génesis (Dunlop, 1973; Kletetschka et al., 2001; Kletetschka &

Wasilewski, 2002).

Para aquellas muestras correspondientes a la roca de caja (Granito Este-Granodiorita Elena),

las curvas indican la presencia predominante de magnetita y menor cantidad de hematita (Fig.

2.12.b). Las diferencias entre la forma de las curvas de adquisición de magnetización y los

valores de saturación respectivos (siempre menores a 270 mT) se correlacionan con

heterogeneidad del tamaño de la magnetita, ya que mientras más grande es, satura con mayor

facilidad (ver ANEXO A, sección 4: “Teoría de Dominios”). La conclusión obtenida a partir de la curva

representativa de la muestra Ge02-1901A (Zona de Deformación Este) es similar.

53

Figura 2.12: Curvas IRM asociadas a (a) Pórfido Este, con diferentes grados de alteración y (b) Roca de Caja: Granito Este y Granodiorita Elena cloritizados. Además se ilustra una muestra perteneciente a la Zona de Deformación Este (ZDE).

ANALISIS DE CAMPO COERCITIVO REMANENTE (HCr)

Este análisis se realizó en muestras con evidencias magnético-mineralógicas de la presencia de

magnetita (Pórfido Este menos alterado y roca de caja: Granito Este-Granodiorita Elena), ya

que es necesaria una saturación cercana al total para poder obtener el campo al que pierde toda la

magnetización adquirida anteriormente. Al comparar las curvas obtenidas para muestras del

Pórfido Este menos alterado con aquellas relacionadas a rocas de composición similar

(Granodiorita Antena, este estudio), se observa que poseen un HCr menor (10-12 mT). Esto

implica un tamaño mayor de la magnetita (tipo multidominio [MD]) y, por ende, mayor

inestabilidad (Butler & Barnejee, 1975) como lo indican las observaciones petrográficas.

Las muestras de la Granodiorita Elena presentan valores variables de HCr, lo que define dos

grupos: el primero, de coercividad moderada (Ge02-1502A, Ge02-0501B) sugiere la presencia de

magnetita multidominio, pero con un tamaño menor que las antes mencionadas. Para el segundo

grupo, sus altos valores de HCr probablemente se correlacionan con la presencia de

hematitización parcial (Ge0107A, Ge02-1301A, Fig. 2.13), en acuerdo con aquellas

interpretaciones derivadas de las curvas IRM.

54

Figura 2.13: Diagrama de variación de la magnetización inducida v/s intensidad magnética adquirida normalizada para muestras asociadas al Pórfido Este e intrusivos encajantes. La curva An0201A correspondiente a la Granodiorita Antena es utilizada de forma referencial.

CURVAS SUSCEPTIBILIDAD (K) VERSUS TEMPERATURA (T)

Las curvas k-T de las muestras correspondientes al Pórfido Este menos alterado (Pe0301A y

Pe0306A, Fig. 2.14.a y b) sugieren la presencia de magnetita, en función del quiebre cercano a

los 580°C, temperatura de Curie (TC) de este mineral (Nagata, 1961; Banerjee, 1991). El

descenso de la curva a los 350°C y su no-reversibilidad al enfriarse indican una oxidación débil

relacionada a maghemita, dada la transformación de este mineral en hematita a esta temperatura

(Sato et al., 1967). La anomalía de la curva asociada a la muestra Pe0301A en el intervalo 450-

550°C podría relacionarse con la formación por calentamiento de una fase magnética que

incorpora Ti en su estructura (probablemente titanomagnetita). Para la Granodiorita Elena-

Granito Este (Ge0104A y Ge0107A) las interpretaciones son similares que en la unidad antes

analizada (presencia predominante de magnetita y menor maghemita). Para muestras del Pórfido

Este alterado (Pe0611A Fig. 2.14.e), si bien la susceptibilidad inicial es baja, su aumento gradual

desde los 400°C puede relacionarse con transformaciones mineralógicas en base a los sulfuros

presentes, considerando el contenido de Fe en la roca y las condiciones experimentales (en aire)

en que se realiza el experimento; o como un Efecto de Hopkinson (Kamer & Mikhov, 1989),

respuesta activada termalmente de la mineralogía magnética a cambios en el stress del sistema,

afectando la disposición de las paredes de dominio a nivel cristalino. Ambas interpretaciones, en

55

conjunto con sus valores de susceptibilidad, implican la presencia de magnetita residual,

probablemente pequeña (SD). La curva asociada a la muestra de la Zona de Deformación Este

(SCH4006-291.2A) también evidencia un efecto de Hopkinson, si bien está más definido que en

el caso anterior, sugiriendo su relación con magnetita pequeña, tipo dominio simple (SD).

Figura 2.14: Gráficos de susceptibilidad magnética (k) versus temperatura (T) para unidades al este de la Falla Oeste. (a)-(b) Pórfido Este menos alterado (K de fondo-chl). (c)-(d) Granodiorita Elena cloritizada. (e) Pórfido Este con alteración cuarzo-sericita penetrativa. (f) Zona de Deformación Este (EDZ). 2.3.4 CRISTALOQUIMICA DE MINERALES FERROMAGNETICOS EN EL

YACIMIENTO CHUQUICAMATA

Estos análisis sólo se realizaron en ciertos sitios correspondientes al Pórfido Este menos

alterado (Pe1 y Pe3), en función del tamaño y caracterización petrográfica de los minerales

ferromagnéticos, condición que muestras con alteración penetrativa no evidencian. La

metodología de cálculo (corrección de Fe2+/Fe3+) y los resultados de microsonda son detallados

en el ANEXO F. La clasificación se elaboró en base al diagrama ternario para óxidos de Fe-Ti

(O’Reilly, 1984. Fig. 2.15), indicando el predominio de magnetita (fase cúbica) sobre la

hematita (fase romboedral) consecuente con las observaciones petrográficas. La magnetita

presenta concentraciones subordinadas de MnO (0.05-0.2% wt.) y Cr2O3 (0-0.2% wt.), con

56

porcentajes de TiO2, en general, inexistentes o bajo el límite de detección de la microsonda. Si

bien la hematita también posee Mn y Cr en su estructura, pero en promedio menor que para la

magnetita. Porcentajes intermedios de FeO y Fe2O3 se correlacionan con la presencia de

maghemita (contenido catiónico de Fe entre 2.7-2.9; Mucke, 2003).

Figura 2.15: Triángulo composicional para óxidos de Fe-Ti que ilustra la ubicación de los análisis asociados al yacimiento Chuquicamata. Existen un grupo principal, magnetita, y uno subordinado, hematita. Ciertos resultados intermedios entre ambos minerales corresponden a maghemita. Para una mejor visualización de las características de los minerales analizados, los análisis se asocian a microfotografías representativas obtenidas con luz reflejada. 2.3.5 MINERALES PORTADORES DE LA MAGNETIZACION REMANENTE:

ANALISIS DE LAS CURVAS DE DESMAGNETIZACION

Los resultados antes expuestos indican que las muestras analizadas presentan, al menos, tres

minerales ferromagnéticos, pero no todos pueden registrar magnetización remanente. Por lo

tanto, si bien permiten determinar la mayor parte de estos minerales, la señal de la magnetita

podría “enmascarar” a aquellos de menor susceptibilidad, lo que puede traducirse en una

identificación errónea del portador de la magnetización y, eventualmente, del tiempo de

adquisición de este parámetro.

57

58

Aquellas muestras correspondientes al Pórfido Este menos alterado con alteración potásica de

fondo y cloritización evidencian una pérdida rápida de la magnetización (entre 60-90%) en las

primeras etapas del lavado magnético por campo alternante (AF), estabilizándose posteriormente

(Fig. 2.16.a y b), lo que sugiere que el mineral portador de la magnetización es magnetita

multidominio (MD) y de tipo pseudo-dominio simple (PSD) y/o dominio simple (SD) en el caso

de la componente residual. Esto es corroborado por las curvas de demagnetización termal (D),

donde la componente inestable se pierde a temperatura menor a 350°C. Para muestras con

cloritización intensa, las curvas de demagnetización por campo alternante presentan mayor

heterogeneidad, por lo tanto el mineral portador de la magnetización tiene coercividad variable,

lo que se interpreta como diferentes tamaños de magnetita (SD a MD) ó presencia de hematita si

la magnetización es estable.

Para muestras asociadas al Pórfido Este alterado, la magnetización tiende a ser inestable,

salvo excepciones (sitios Pe4, Pe5 y Pe7). En estos casos, las concavidad de las curvas de

demagnetización por AF se relacionan a un mineral portador de la magnetización de tipo SD

(Argyle et al., 1994), que en conjunto con la temperatura de desbloqueo de algunos especimenes

(≈580°C) permiten inferir que la magnetización se correlaciona con magnetita remanente menor

a 1 μm (Fig. 2.16.c y d). En el sitio Pe6, las curvas de demagnetización termal permiten distinguir

dos grupos (Fig. 2.16.e): el primero, con una pérdida progresiva de la magnetización previa a

580°C (≈ 90%, en GRIS); y el segundo, con formas más complejas probablemente relacionadas a

una magnetización compuesta, sin demagnetización completa a la temperatura antes señalada (en

NEGRO). Estas evidencias indican que el mineral portador de la magnetización podría ser

magnetita parcialmente maghemitizada y/o mezcla de magnetita-hematita.

En el caso de la Granodiorita Elena-Granito Este y la Zona de Deformación Este, las curvas

de demagnetización por campo alternante exhiben una pérdida rápida y completa de la

magnetización en las primeras etapas del experimento, lo que indica la inestabilidad de la

magnetización y su relación con magnetita de baja coercividad (MD). De este análisis se

excluyen las muestras Ge0103A y Ge04-1701A, ya que el mineral portador de la magnetización

indicado por las curvas de demagnetización es de alta coercividad (especularita) y una mezcla de

magnetita MD y SD respectivamente, en función de los análisis petrográficos previos (Fig.

2.16.g).

59

Figura 2.16: Curvas de demagnetización asociadas al Pórfido Este. Alteración potásica de fondo y cloritización sobreimpuesta: (a) demagnetización por campo alternativo y (b) termal. Alteración K-sil y cuarzo-sericita. (c) demagnetización por campo alternativo y (d) termal. (e) Alteración cuarzo-sericita y supérgena sobreimpuesta, demagnetización termal. (f) Alteración clorítica, demagnetización por campo alternativo. Curvas de demagnetización por campo alternativo asociadas a (g) Granodiorita Elena-Granito Este cloritizados. (h) Zona de Deformación Este (EDZ).

2.3.6 MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (MRN) Y SUSCEPTIBILIDAD

MAGNETICA (k) EN EL BLOQUE ESTE DE LA MINA CHUQUICAMATA

La figura 2.17 ilustra el MRN versus la susceptibilidad magnética (k) de las muestras

obtenidas en el bloque mineralizado por sitio y/o sondaje. La variabilidad de estos parámetros

dentro de una unidad litológica determinada así como la alteración hidrotermal que presentan,

permite realizar una nueva sub-división complementaria al análisis petrográfico y magnético-

mineralógico previo: Pórfido Este menos alterado y Pórfido Este Cloritizado 1; Alteración K-sil

y Alteración cuarzo-sericita 2, Granitoides Cloritizados y Zona de Deformación Este (Fig.

2.17.c y d). De los gráficos realizados, correspondientes tanto a los resultados por muestra como

las medias geométricas por sitio y/o grupo, se deduce la dependencia de la intensidad de

magnetismo remanente natural y la susceptibilidad magnética de los eventos de alteración

hidrotermal ocurridos en una roca huésped de composición predominantemente granodiorítica

(Granito Este, Granodiorita Elena y Pórfido Este).

Los mayores valores de MRN y susceptibilidad corresponden a las muestras del Pórfido Este

menos alterado, que agrupa sitios y sondajes con un predominio de alteración selectiva

(magnetita). Estos valores van disminuyendo progresivamente a medida que aumentan las

evidencias de alteración penetrativa (↓magnetita ⇔ ↑sulfuros de Fe + [<<hematita]), siendo los sitios

Pe2, Pe4 y Pe5 aquellos que tienen los promedios más bajos (tabla 2.2). Si bien la Granodiorita

Elena y el Granito Este son composicionalmente similares al Pórfido Este, el MRN y

susceptibilidad por muestra y promedio asociado a ambas unidades son menores, probablemente

en respuesta a su cloritización más intensa.

Si bien la variabilidad de los parámetros magnéticos que presentan los sitios con alteración

hidrotermal penetrativa es baja en relación a la escala utilizada (logarítmica), cabe destacar la

homogeneidad de las muestras del Pórfido Este menos alterado, patrón no reproducible para los

sondajes asociados a esta unidad, probablemente por la alteración (presencia de sectores más o

menos alterados). En el caso de la Zona de Deformación Este la fuerte distribución de MRN y k

se correlaciona con las evidencias de cizallamiento y/o milonitización variables a escala métrica,

reconociéndose en ciertas muestras la textura granodiorítica de la roca afectada por la falla. 1 En base al grupo “Pórfido Este menos alterado” previamente definido 2 En base al grupo “Pórfido Este alterado”

60

61

De acuerdo a una clasificación más amplia, los parámetros magnéticos se distribuyen en dos

grupos: el primero con mayores valores de MRN y k (rocas granodioríticas con alteración

selectiva); y el segundo, de bajos valores de MRN y k (rocas con alteración penetrativa). Un

algoritmo de clasificación basado en la definición de áreas circulares de radio fijo centradas en

cada uno de los puntos del gráfico MRN versus k (Fig. 2.18.a) corrobora las observaciones

previas, reclasificando las muestras en: GRUPO I, de alto MRN y k homogéneo; y GRUPO II,

afectado por alteración penetrativa, con bajo MRN y k y de mayor variabilidad (Fig. 2.18.b). Se

excluyen aquellas muestras cuyos valores de MRN y k son intermedios entre ambos grupos,

asociadas principalmente a la Zona de Deformación Este.

El parámetro que indica la importancia relativa entre la magnetización remanente y la

inducida es la razón de Koenigsberger (Q), definida por la expresión Q=M0/kH, con H: campo

geomagnético en el sector muestreado. Cuando Q=1, M0=kH, ecuación que representa la línea de

Koenigsberger ilustrada en los gráficos de MRN versus k. Los puntos por sobre esta recta tienen

un Q<1, con un predominio de la componente inducida sobre la remanente y los que están bajo la

diagonal, Q>1, un predominio de la componente remanente sobre la inducida. Para efectos de

cálculo, H=18.9538 A/m (campo geomagnético de la zona en diciembre del año 2000, fecha del

primer muestreo).

En general, las muestras correspondientes al GRUPO I se ubican por sobre la línea de

Koenigsberger (Q<1), salvo escasas excepciones que se alejan bastante de la diagonal (Fig.

2.18.a). En el caso del GRUPO II las muestras se distribuyen entre ambos campos, si bien al

excluir aquellas muestras de la Zona de Deformación Este (cuyos procesos de desequilibrio

dependen tanto de la alteración hidrotermal como del movimiento de la falla), hay un predominio

del MRN por sobre la susceptibilidad. Lo anterior es corroborado por los mapas de distribución

de las propiedades magnéticas (Fig. 2.19.a y b), ya que aquellos sitios con alteración selectiva

presentan un magnetismo inducido mayor que el remanente (Mi>MRN), en oposición a aquellos

sitios con alteración penetrativa (MRN>Mi).

Tabla 2.2: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) medias (⎯X) respecto de los sitios y la litología muestreada. El Q=M0/kH es calculado en base a los datos presentados. N corresponde al número de datos utilizado en el cálculo de la media (El sondaje PZM40 no está incluido porque las unidades litológicas que representan no tienen continuidad espacial en la vertical).

Sitio Alteración N MRN ⎯X MRN (A/m)

N k ⎯X k (SI)

Q sitio

Pórfido Este Pe1 Potásico de fondo. Clorítica 3 8.87E-02 3 2.55E-02 0.18 Pe2 Brechización. Cuarzo-sericita 4 6.22E-05 4 1.57E-05 0.21 Pe3 Potásico de fondo. Clorítica 13 3.55E-02 13 6.47E-03 0.29 Pe4 Potásico-silícica. Cuarzo-sericita 5 5.65E-04 3 1.00E-05 2.98 Pe5 Cuarzo-sericita 5 4.05E-04 4 1.19E-05 1.80 Pe6 Cuarzo-sericita. Supérgena 19 1.57E-03 19 4.67E-05 1.01 Pe7 Potásico-silícica 4 2.39E-03 4 6.06E-05 2.08

Son.6693 Potásico-silícica 8 2.58E-02 6 3.54E-03 0.39 Son.4594 Cuarzo-sericita 5 8.68E-04 5 1.64E-05 2.79 Son.6438 Clorítica 5 1.66E-02 5 2.45E-03 0.36 Son.6439 Clorítica 5 2.58E-02 5 3.54E-03 0.39

Granodiorita Elena-Granito Este Ge1 Brechización. Cloritización 6 4.03E-02 6 3.67E-03 0.58 Ge3 Cloritización 4 7.46E-03 4 1.94E-03 0.20 Ge4 Cloritización. Supérgena 2 2.78E-03 2 1.94E-03 0.08 Ge2 Cloritización. 24 2.60E-02 24 6.76E-03 0.20

Zona de Deformación Este Son.4006 Milonitización. Brechización

Cloritización 23 4.30E-03 22 1.16E-03 0.20

Ge2 Milonitización. Brechización Cloritización 16 9.52E-03 16 6.26E-04 0.80

62

63

Las figuras 2.18.c y 2.18.d permiten evaluar la contribución del MRN y k al factor Q,

respectivamente. Respecto al factor Q el MRN muestra una distribución mayor y una correlación

menor (R2=0.0022) que la susceptibilidad (R2=0.3567). La tendencia indica que, a valores más

bajos de MRN (GRUPO II), el valor Q se acerca y es mayor que 1, en contraste al grupo con

mayor MRN (GRUPO I) con Q<1. Además, se puede identificar tres sub-tendencias en función

de las características petrográficas de las muestras: (i) granitoides menos alterados, (ii) granitoides afectados por alteración penetrativa y, (iii) Zona de Deformación Este.

Si bien la susceptibilidad tiene una distribución similar al MRN, la variabilidad de Q en las

muestras menos alteradas es menor. Aunque la correlación obtenida desde el gráfico Q-k es

negativa, en el caso de la Zona de Deformación Este es, más bien, positiva. Esto probablemente

se relacione a los procesos de formación de este tipo de rocas. Por lo tanto este análisis permite

deducir que la susceptibilidad magnética corresponde a la principal contribución al parámetro Q.

La distribución en planta del magnetismo remanente natural e inducido permite confirmar su

correlación con la alteración hidrotermal presente en el yacimiento (Fig. 2.19.d), ya que definen a

escala de la mina, “bandas” de orientación NNE incrementándose hacia el este. La anomalía

positiva (valores altos de MRN y k) en cercanías a la Falla Oeste se relaciona al método elegido

para el modelamiento (kriging) y la ausencia de un sitio de muestreo y/o sondaje en el sector, pero,

en función de sus características geológicas, es más probable que sea negativa. Cabe destacar la

discontinuidad “pseudolineal” negativa asociada a la Zona de Deformación Este, ya que en este

caso los parámetros magnéticos son controlados por litología (milonitas y brechas de falla, Fig.

2.19.c).

La tabla 2.3 corresponde al resumen de los diferentes resultados petrográfico-magnéticos

obtenidos para las unidades geológicas al este de la mina Chuquicamata. Se incluye la polaridad

magnética obtenida para cada sitio paleomagnético, si bien el análisis estructural de las

direcciones características es discutida con mayor detalle en el CAPITULO 4.

Figura 2.17: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) versus susceptibilidad (k) para el bloque este mineralizado. (a) Todas las muestras por sitio. (b) Todas las muestras según litología. (c) Medias por Sitios. (d) Medias por litología. La diagonal punteada representa la Línea de Koenigsberger.

64

Figura 2.18: (a) Gráfico de isoconcentración de puntos, donde se definen los grupos mencionados en el texto. (b) Clasificación de los puntos (MRN, k) según el algoritmo del vecino más cercano, asignada según las características de los parámetros magnéticos analizados. Gráfico Q=M0/kH versus (c) MRN y (d) k.

65

66

Figura 2.19: Modelamiento de la distribución en planta de los parámetros magnéticos versus litología y alteración hidrotermal. (a) Magnetismo remanente natural (MRN). (b) Magnetismo inducido (Mi). (c) Mapa geológico del lado este del rajo. (d) Zonación de tipos de alteración hidrotermal.

Tabla 2.3: Propiedades magnético-mineralógicas y eventos hidrotermales observados en sitios y sondajes correspondientes al bloque este de la mina. Sitio y/o Sondaje Textura Eventos de Alteración

Hidrotermal Mineralogía

ferromagnética observada (% c/r roca)

MRN (A/m) promedio

K (SI) Promedio

Susceptibilidad (k) v/s Temperatura [T°

de Curie]

Adquisición de Magnetización a bajo

campo [IRM] Campo Coercitivo

Remanente Curvas de

Demagnetización Polaridad

Pórfido Este menos Alterado

Pe1 Porfírica

Alteración Selectiva de hornblenda y biotita Feld-K leve Biotítica moderada Clorítica leve-moderada

Alteración Supérgena Argílica moderada

Magnetita (2%) 50-300 μm. asociada con hornblenda alterada a biotita y clorita. Escasa en la masa fundamental

0.0887

0.0255 *************

Mineral baja coercividad (magnetita). 90% magnetización alcanzada a 270 mT. No satura (hematita?)

Bajo ≈ 7 mT

AF y Termal: Pérdida 50-90% magnetización en primeras etapas del experimento.

Magnetita MD

No definida. A altas temperaturas demagnetización termal:

INVERSA

Pe3 Porfírica

Alteración Selectiva de hornblenda y biotita Feld-K leve Biotítica moderada Clorítica moderada Alteración Penetrativa Fílica débil

Magnetita (2%) 50-300 μm. asociada con hornblenda alterada a biotita y clorita. Oxidada en bordes /fracturas (alteración supérgena)

8.62E-02 0.0154

Quiebre principal: 580°C MagnetitaQuiebre 350°C y no reversibilidad: maghemita. Mineral ferromagnético neoformado

************* ************

AF y Termal: Pérdida 50-90% Magnetización en las primeras etapas del experimento.

Magnetita MD

No definida. A altas temperaturas demagnetización termal:

INVERSA

CH6438 CH6439

Porfírica gruesa

Alteración Selectiva Cloritización moderada

Alteración Penetrativa Silicificación moderada

Evidencias de Cizalle

Magnetita (3%) asociada a clorita, 50-300 maghemitizada y hematitizada.

0.0166 0.0258

0.00245 0.00354

************* *************

************* *************

************ ************

AF: Pérdida aprox. total de la magnetización en 1eras etapas de demagnetización.

Magnetita MD

Inestable. Signo positivo predominante.

INVERSA

Pórfido Este Alterado

Pe2 No se observa

Alteración Penetrativa Fílica Intensa Tardía (vetillas Enargita-Pirita) Brechización

No se observa. Probable hematita residual

0.0000622 0.0000157 ************* ************* *************

************* Bajo valor MRN ⇒ interferencias con ruido magnetómetro

No se puede obtener

Pe3 Muestras

09-10 No se observa

Alteración Penetrativa Fílica moderada- Intensa

Escasa magnetita (<0.1%) residual y entrecrecimiento rutilo+ocasional hematita

0.000269 0.000055 ************* Mezcla mx alta/baja coercividad. No satura. Magnetita+hematita

Alto valor: Hematita

Termal: curva indica presencia de maghemita y súlfuros (hidrotermal).

INVERSA

Pe4 Porfírica

Alteración Selectiva Clorítica moderada Alteración Penetrativa K-sil moderada Fílica moderada-intensa

Magnetita (<0.1%) muy escasa y pequeña (<0.01 mm), hematitizada en bordes/ fracturas (alteración supérgena?).

0.000565 0.00001 *************

Mezcla mx alta/baja coercitividad. No satura. Predominante magnetita, menor hematita

*************

AF: Escasa presencia de magnetita SD (curvas de demagnetización cóncavas). Termal: Desbloqueo ppal a 580°C: magnetita+ menor hematita

Signo positivo INVERSA

67


Sitio y/o Sondaje

Textura Eventos de Alteración Hidrotermal

Mineralogía Ferromagnética

observada

MRN (A/m) promedio

K (SI) Promedio

Susceptibilidad (k) v/s Temperatura

[T° de Curie]


campo [IRM]

Campo Coercitivo Remanente

Curvas de Demagnetización

Polaridad

Pórfido Este Alterado

Pe5 Porfírica Alteración Penetrativa Fílica moderada-intensa Arcillosa moderada

Magnetita (<0.1%) Muy escasa, 0.5 mm, subhedral, fracturamiento intenso. Hematitizada en bordes y fracturas.

0.000405 0.0000119 ************* ************* ************* Termal: Desbloqueo principal a 580°C: Magnetita+ menor hematita

INVERSA

Pe6 No se observa

Alteración Penetrativa Fílica Intensa Alteración Supérgena Lixiviación moderada- Intensa.

Principalmente escasa hematita (1%?)residual (probablemente supérgena).

0.00157 0.0000467

Muy baja susceptibilidad. Previo a quiebre 580°C Efecto de Hopkinson. Escasa magnetita SD

2 comportamientos: hematita predominante + escasa magnetita y hematita, o bien hematita SD y PDS (hipógena-supérgena?).

*************

Doble comportamiento: demagnetización parcial asociada a mezcla de magnetita+hematita, ó hematita.

Dos polaridades: NORMAL (muestras

con alteración supérgena más

evidente). INVERSA (alteración fílica?)

Pe7 Porfírica

Alteración Selectiva Albitización moderada Feld-K leve Alteración Penetrativa K-sil Moderada Alteración Supérgena Arcillización moderada Evidencias de Cizalle

Magnetita (<0.1%) Muy escasa. Hematita cristalina escasa+ rutilo. Limonitas de Fe (Goethita+hematita terrosa, alteración supérgena)

0.00239 0.0000606 ************* ************* *************

AF: Escasa presencia de magnetita SD. Termal: Desbloqueo principal a 580°C: Magnetita+ menor hematita

Signo positivo predominante.

INVERSA

CH4594 No se observa Alteración Penetrativa Fílica Intensa Tardía (vetillas súlfuros)

No se observa. Probable hematita residual (hidrotermal?)

0.000868 0.0000164 ************* ************* *************

************* Bajo valor MRN ⇒ interferencias con ruido magnetómetro

No se puede obtener

CH6693 Porfírica Alteración Selectiva: Cloritización moderada Alteración Penetrativa K-Sil Moderada

Magnetita (<1%) escasa e irregular,

menor a 50 μm 0.0258 0.00354 ************* ************* *************

AF: Pérdida rápida de la magnetización en 1eras etapas lavado magnético: escasa magnetita tipo MD y SD.


INVERSA

Granodiorita Elena-Granito Este

Ge1

Brechosa Fragmentos de textura

holocristalina porfírica

Alteración Selectiva Cloritización intensa Brechización: Matriz de Especularita

Hematita (5%) especular y magnetita grande oxidada (por cloritización?) tipo MD

0.0403

0.00367 ***********

2 comportamientos: hematita predominante y magnetita+hematita.

Doble comportamiento: Alto valor: hematita50-60 mT: magnetita oxidada o mezcla

AF: doble comportamiento No se demagnetiza (especularita) o pérdida rápida de magnetización (magnetita MD)

En general inestable (excepción brecha).


INVERSA

68

69


Sitio y/o Sondaje

Textura Eventos de Alteración Hidrotermal

Mineralogía Ferromagnética

observada

MRN (A/m) promedio

K (SI) Promedio

Susceptibilidad (k) v/s Temperatura

[T° de Curie]


campo [IRM]

Campo Coercitivo Remanente

Curvas de Demagnetización

Polaridad

Granodiorita Elena-Granito Este

Ge2

Holocristalina Fanerítica

Equigranular

Alteración Selectiva Propilítica moderada- Intensa. Alteración Penetrativa K-sil? Moderada

Magnetita (2%) irregular, 0.5-0.01 mm. diseminada junto a clorita. Con evidencias de maghemitización

0.0260

0.00676

************

Mezclas parciales de minerales de baja y alta coercividad. Magnetita y hematita

Doble comportamiento: 7-10 mT: magnetita 50-60 mT: magnetita oxidada o mezclas (relacionada a cloritización o alt. supérgena?)

AF: Pérdida casi total de la magnetización en primeras etapas del lavado magnético Predominante magnetita MD.


INVERSA

Ge3 Ge4

Holocristalina Fanerítica

Equigranular

Alteración Selectiva Cloritización moderada

Meteorización moderada-intensa

Magnetita (1%) parcialmente oxidada a hematita y goethita (supérgena). Evidencias de pseudomorfos de este mineral

0.00537 0.00111 ************* ************* *************

AF: disminución rápida del 50% magnetización total, para estabilizarse posteriormente (Magnetita SD o hematita)

Inestable

Zona De Deformacion Este (ZDE)

Ge2 Bloques 15

al 20

Milonítica y cataclástica

(salvanda de falla)

Alteración Selectiva Propilítica moderada Evidencias de Cizalle Intenso

************* Roca muy frágil no permite realizar corte. Probable presencia de magnetita (imán).

0.00952

0.000626 *************

Mezclas parciales de minerales de muy baja-alta coercividad. Magnetita MD+ (magnetita SD o hematita)

Intermedia: 30 mT Magnetita oxidada? Similar a 00CH4006

Inestable. predominantemente

INVERSA

CH4006 Grano

nematoblástica a grano

lepidoblástica

Alteración Selectiva Propilítica moderada Vetillas Silicificación débil Milonitización Cataclasis moderada-intensa

Magnetita (1-<0.1%) dependiendo del tramo del sondaje. Si hay es euhedral, 0.1-0.01 mm. Hematita escasa y diseminada.

0.00430 0.00116 Previo a quiebre 580°C: Efecto de Hopkinson. Magnetita SD?

************* *************

AF: Pérdida total de magnetización primeras etapas de demagnetización. Predominante magnetita tipo MD.


INVERSA

2.4 DISCUSIONES

Considerando que la alteración hidrotermal que afecta a una roca es progresiva y con una

variabilidad intrínseca, la modificación de los vectores constituyentes de la magnetización total

no es homogénea (con MTOTAL=MINDUCIDA +MREMANENTE). Por lo tanto, dentro de los supuestos del

estudio paleomagnético es fundamental establecer una correlación entre el tiempo de adquisición

de las propiedades magnéticas y las edades de formación/alteración hidrotermal del yacimiento.

Para esto se debe precisar el origen y/o naturaleza de los minerales ferromagnéticos y su control

sobre la señal magnética, interpretaciones que se indican a continuación.

ALTERACION SELECTIVA: Grupos Pórfido Este menos Alterado e Intrusivos

Encajantes (Granodiorita Elena-Granito Este)

Las propiedades magnéticas de ambos grupos están controladas por la presencia predominante

de magnetita multidominio (MD), con una influencia menor en los resultados de maghemita y

hematita asociadas a un evento de oxidación posterior. Un evento capaz de formar este mineral

en granitoides es su cristalización en relación al emplazamiento y enfriamiento de un intrusivo, producto

de los últimos estadios de diferenciación de un magma oxidado perteneciente a la serie de la

magnetita. Lo anterior ha sido descrito por diversos autores que relacionan la génesis de pórfidos

cupríferos con este tipo de magmas (Ishihara, 1981; Ishihara et al., 1984; Frost & Lindsley, 1991;

Garrido et al., 2002; Richards, 2003, 2005, entre otros). Esta hipótesis se sugiere en base que la

asociación biotita+magnetita+feldespato-K siempre está presente en estos sistemas, siendo utilizada

para establecer condiciones de fugacidad de oxígeno y agua (Speer, 1984). En este contexto,

se debe tener en cuenta que, según descripciones petrográficas de los pórfidos constituyentes del

yacimiento, parte de la biotita observada tendría un origen magmático (Álvarez et al., 1980;

Álvarez & Flores, 1985; Ossandón et al., 2001; Faunes et al., 2005), por lo que sería consistente

considerar un origen similar para la magnetita. Sin embargo, es necesario analizar la influencia de

la alteración potásica (biotitización) respecto a la cristalización de este mineral. La asociación biotita+magnetita±(rutilo) es ampliamente reconocida en yacimientos tipo pórfido

cuprífero (eg. San Manuel-Kalamazoo, Lowell & Gilbert, 1970; Butte-Montana; Brimhall, 1980;

Yerington-Nevada, Dilles, 1987, entre otros), específicamente, en las franjas de Cu-Mo-Au en el

norte de Chile (Escondida: Richards et al., 2001. Collahuasi: Masterman et al., 2005); de Cu-Mo

70

en Chile Central (Los Pelambres: Sillitoe, 1973. El Teniente: Camus, 1975); y de Cu-Au en la

Franja de Maricunga (Muntean &Einaudi, 2001), con una buena exposición hacia los bordes del

yacimiento estudiado (Ossandón et al., 2001). Existen dos evidencias que apoyan la hipótesis de

la génesis hidrotermal temprana de la magnetita: (i) las transformaciones que sufren los minerales ferromagnesianos al ser sometidos a un evento de mayor fugacidad de oxígeno; y (ii) la edades radiométricas obtenidas por Reynolds et al. (1998) y Ballard (2002), discutidas en detalle a

continuación. Si una roca granodiorítica es sometida a alteración potásica se producen cambios en el estado de

oxidación del sistema fluido-roca e intercambios catiónicos susceptibles de producir magnetita en

función de la alteración de hornblenda por biotita (Brimhall et al., 1985) y la “biotitizacion” de biotita magmática (Beane, 1974, Yavuz, 2001). La cristalización de magnetita es consecuente con la serie

de minerales buffer a las condiciones de oxidación (eH), acidez (pH) y temperatura (T)

representativas de este tipo de alteración (Burnham & Ohmoto, 1980; Reed, 1997; Wood, 1998),

si bien el intervalo definido para el último parámetro no sobrepasa la temperatura de bloqueo de

este mineral (≈580°C; Banerjee, 1991). Por lo tanto, la magnetización remanente de estas muestras

probablemente fue adquirida producto del crecimiento y cristalización de magnetita grande e

irregular, en función de su volumen de bloqueo (Dunlop & Özdemir, 1997). Estas características

también controlan la magnetización inducida, parámetro dependiente de la susceptibilidad (Mi=k*H).

En el caso del Pórfido Este menos alterado, el signo positivo y la inestabilidad de la dirección

característica pueden ser producto de (i) intrusión del pórfido y subsecuente alteración hidrotermal temprana (potásica), que pueden involucrando cristalización de magnetita multidominio [MD] y

adquisición de magnetización termorremanente; o (ii) como resultado de los procesos de alteración hidrotermal sobreimpuestos, susceptibles de producir un rejuvenecimiento térmico de la

magnetización (termoquímica viscosa). La capacidad de un mineral multidominio de adquirir

magnetización termoviscosa ha sido estudiada para magnetita natural y sintética (Williams &

Muxworthy, 2006), dependiendo de la formación de dominios magnéticos intramineral y el

movimientos de sus paredes de dominio (Yu & Tauxe, 2006). La correlación entre la columna magnética representativa del periodo de formación del

depósito con las edades probables de cristalización de los pórfidos constituyentes del yacimiento

sugieren que su emplazamiento podría haberse registrado en un intervalo de polaridad normal (Pórfido Este: 34.6±0.2 Ma; Pórfido Oeste: 33.5±0.2 Ma y Pórfido Banco: 33.3±0.3 Ma. U-Pb en

71

circón, Ballard, 2002). Por lo tanto, en consideración a las edades interpretadas para la alteración

de baja y alta sulfuración (potásico de fondo-clorítica: 32.9-33.8 Ma; cuarzo-sericita: 31.1 ± 0.3 Ma.

Ar/Ar en biotita y sericita, Reynolds et al., 1998), probablemente la magnetización se relacione a

fenómenos hidrotermales. Este análisis se basa principalmente en el signo positivo de la dirección

característica que evidencian aquellas muestras con alteración penetrativa, así como con la edad

de esta alteración, que coincide en gran medida con un periodo de polaridad inversa (Fig. 2.20)

Por consiguiente, la inestabilidad de la magnetización podría producirse como respuesta al halo

térmico asociado a alteración penetrativa, dada la presencia de magnetita previa de baja

coercividad. El reemplazo parcial de magnetita por maghemita y/o hematita que presentan las muestras del

Pórfido Este menos Alterado y la Granodiorita Elena-Granito Este podría producirse por

cloritización, alteración capaz de generar un moderado aumento de la razón aH2SO4/aMgSO4 (Beane,

1974) y, por ende, mayor concentración de azufre y oxígeno (Rose & Burt, 1979). Diversos

autores reconocen la asociación mineralógica clorita-hematita especular-calcita-pirita distintiva de

este tipo de alteración en el yacimiento (Ossandón et al, 2001; Faunes et al., 2005). Ossandón &

Zentilli (1997) sugieren que este tipo de alteración se correlaciona con cristalización de

magnetita, lo que se contrapone a las evidencias obtenidas a partir de este estudio, donde a mayor

presencia de maghemita y/o hematita la cloritización de los minerales máficos y las texturas de

desequilibrio-oxidación de la magnetita aumentan.

Si bien en estas rocas existen evidencias alteración supérgena-meteorización (argilización,

lixiviación y meteorización), sus efectos se discuten con más detalle en relación a la génesis de la

mineralogía magnética en rocas con alteración penetrativa.

72

Figura 2.20: Columna magnética simplificada del yacimiento Chuquicamata, en el que se indican los intervalos de edades con su respectivo rango de error asociado correspondientes al emplazamiento de los intrusivos, pórfidos y los eventos de alteración hidrotermal-supérgena involucrados en su génesis. Para efectos de comparación, la parte superior de la escala está modificada, dado el amplio rango de edades asignadas a la alteración supérgena de la franja de pórfidos del norte de Chile. En NEGRO: periodo de polaridad normal; BLANCO: periodo de polaridad inversa.

73

ALTERACION PENETRATIVA: Grupo Pórfido Este Alterado

La alteración hidrotermal presente en las muestras correspondientes al Pórfido Este alterado

involucran un incremento del pH, fugacidad de oxígeno y actividad de azufre del fluido al que se

relaciona (Reed, 1997), implicando destrucción y neoformación de mineralogía ferromagnética,

así como cristalización de sulfuros de (Cu-)Fe en función de la disponibilidad catiónica.

Para la alteración cuarzo-sericita, la ausencia de magnetita y escasa hematita son producto de la

alta concentración de azufre del fluido (evento de alteración de “alta sulfuración”, Faunes et al.,

2005). Como ejemplo, consideremos los campos de estabilidad magnetita-hematita-pirita

(sistema Fe-O-S, Wood, 1998. Fig. 2.21.a). Las reacciones de equilibrio entre fases minerales se

señalan a continuación:

(i) py/mag (campo HS-) 3FeS2+6H2O=Fe3O4+6HS-+6H++O2

(ii) py/mag (campo SO42-) 3FeS2+6H2O+11O2=Fe3O4+6SO42-+12H+

(iii) mag/hem 1/3 Fe3O4+1/12 O2=1/2 Fe2O3

(iv) hem/py (campo SO42-) 2FeS2+4H2O+15/2 O2=Fe2O3+4SO42-+8H+

(v) hem/py (campo HSO42-) 2FeS2+4H2O+15/2 O2=Fe2O3+4HSO42-+4H+

Las ecuaciones (i) y (ii) sugieren que la estabilidad de la magnetita depende directamente de la

actividad de azufre (reducido u oxidado), H+ y estado de oxidación del fluido hidrotermal. Por lo

tanto, un aumento de la actividad de estos parámetros desplaza el equilibrio de la reacción,

controlando el particionamiento del catión Fe hacia los sulfuros o hacia los óxidos (Fig. 2.21.b).

A su vez, la naturaleza ácida del fluido que produce hidrólisis implica una disminución de la

razón aK+/aH+ (Burnham & Ohmoto, 1980), desencadenando reacciones mineralógicas asociadas

a neutralización, como la transformación de feldespato potásico-plagioclasa en sericita a una

temperatura ≥ 250°C (Fig. 2.21.c; Hemley and Jones, 1964; Rose and Burt, 1979; Corbett &

Leach, 1998). Lo anterior permite concluir que la alteración cuarzo-sericita efectivamente puede

ser la responsable de la destrucción y/o reducción de tamaño de magnetita multidominio (MD)

previa, generando magnetita dominio simple (SD), implicando una disminución del número de

dominios magnéticos definidos dentro del cristal, volviéndolos más susceptibles de retener una

magnetización más estable. Este supuesto sugiere que la magnetización en estas rocas es de

naturaleza termorremanente química, a consecuencia de los cambios en las condiciones

fisicoquímicas producto de la alteración cuarzo-sericita. Resultados similares han sido señalados

74

75

en relación a oxidación deutérica y/o alteración hidrotermal de titanomagnetita (Strangway et al.,

1968; Davis & Evans, 1976) o magnetita (Alva-Valdivia et al., 2000, 2003). Si esto es correcto,

la magnetización estable aislada en ciertas muestras podría ser de naturaleza termorremanente química, adquirida por consideraciones de temperatura y tamaño de la magnetita (volumen de bloqueo, Dunlop & Özdemir, 1997).

Figura 2.21: Trayectorias probables asociadas a los cambios de parámetros fisicoquímicos respecto a la alteración hidrotermal cuarzo-sericita para muestras correspondientes al bloque este mineralizado. En (a) se observa que sólo al disminuir el pH, la magnetita del sistema, bajo una actividad de azufre establecida, se desequilibra liberando el Fe presente en su estructura el que cristaliza como sulfuros de Cu-Fe. En este caso también es necesario considerar la concentración de Cu en solución, como lo indica el gráfico de la derecha de la figura (c). (b.1) Diagramas de campos de estabilidad para minerales de alteración, en el que se presenta la curva asociada al reemplazo de biotita-ortoclasa por muscovita, consecuente con algunas observaciones petrográficas para muestras del sitio 00CH05 y 04PE. (b.2) Diagrama simplificado de estabilidad del sistema sulfuros de Cu y Fe-magnetita dependiente de la actividad del Fe2+ y Cu2+. En (c) se visualiza la dependencia de la concentración de K+-Na+ y la acidez del sistema para la formación de sericita respecto a plagioclasa y feldespato K, minerales involucrados en esta transformación, ambos constituyentes de la roca huésped de la mineralización en el Pórfido Chuqui y con un grado variable de reemplazo como el indicado. Tomados de: (a) Wood, 1998; (b) Rose & Burt, 1979 y (c) Burham & Ohmoto, 1980.

El argumento que apoya la interpretación previa corresponde a la polaridad inversa obtenida

para los testigos paleomagnéticos, así como la inclinación positiva predominante que evidencian los

sondajes asociados a este grupo. Estos resultados son consecuentes con la polaridad indicada por

la columna magnética para la edad asignada en el yacimiento a la alteración cuarzo-sericita (31.1 ±

0.3 Ma; Reynolds et al., 1998; Fig. 2.20). No existen edades radiométricas asociadas a alteración potásico-silícica (K-sil) y/o al emplazamiento de vetas y vetillas tardías, pero no se puede descartar

una adquisición de magnetización remanente vinculada a estos fenómenos hidrotermales, dada su

relación temporal con los pórfidos Oeste y Banco (Ossandón et al., 2001; Faunes et al., 2005). En aquellas muestras con alteración supérgena (caolinita+hematita terrosa+<goethita) y lixiviación

(presencia de boxworks), el aumento del estado de oxidación que involucra la exposición de la

roca a condiciones superficiales produce la destrucción de minerales ferromagnéticos y sulfuros

de Cu-Fe hipógenos (Anderson, 1982), asociado al desarrollo de enriquecimiento secundario

descrito por diversos autores en el yacimiento (Flores, 1985; Aracena et al., 1997; Ossandón et

al., 2001). Esta alteración eventualmente podría producir una modificación en la componente

remanente previa del vector magnético si la hematita supérgena neoformada alcanza su volumen de bloqueo captando una nueva magnetización química, como en el caso de los sedimentos rojos,

donde este fenómeno es provocado por oxidación de la magnetita y/o deshidratación de la

goethita (Larson et al., 1982). Este supuesto permite interpretar la doble polaridad observada en el

sitio Pe6, para el que aquellas muestras con polaridad normal evidencian alteración supérgena

más intensa (presencia de boxworks y limonitas de Fe).

MILONITAS Y CATACLASITAS: Grupo Zona de Deformación Este (ZDE) La principal característica de las muestras asociadas a este grupo es la aleatoriedad de las

propiedades magnéticas, controlada tanto por el tamaño y forma de la magnetita, como por la

abundancia de este mineral (Butler, 1992), ya que la textura de estas rocas depende del grado de

molienda del protolito (granitoides) y/o los desequilibrios termoquímicos producido por el

movimiento de la estructura (Ferré et al., 2005). Cuando existe fragmentación moderada (brecha de falla), es probable que las señales magnéticas obtenidas se correlacionen a magnetita previa

quebrada (paso multidominio → dominio simple). Una magnetización remanente estable podría

asociarse a la generación de magnetita fina (SD) en salvanda por calentamiento friccional localizado

(Nakamura & Nagahama, 2001; Hirono et al., 2006).

76

2.5 CONCLUSIONES

Las propiedades magnéticas representativas del bloque este de la mina Chuquicamata son

controladas predominantemente por los tipos de alteración hidrotermal registrados en el

yacimiento, permitiendo identificar cuatro grupos en base al análisis petrográfico-magnético

conjunto: (i) Pórfido Este menos alterado, (ii) Pórfido Este alterado, (iii) Intrusivos encajantes

(Granodiorita Elena-Granito Este), y (iv) Zona de Deformación Este. La presencia y/o ausencia de

magnetita define las principales características magnéticas que se relacionan a cada uno de ellos. La magnetita, grande e irregular (tipo multidominio), probablemente se correlaciona con la

biotitización observada en ciertas muestras donde las evidencias de alteración selectiva aún son

distinguibles (Pórfido Este menos alterado), controlando tanto la inestabilidad de la magnetización

remanente de estas rocas como su alta susceptibilidad. Procesos de cloritización en rocas producen un

reemplazo de la magnetita previa por maghemita y/o hematita, principalmente en bordes y

debilidades del cristal, sugiriendo un aumento en el estado de oxidación (eH) del fluido que se

asocia a esta alteración hidrotermal. En estos casos la susceptibilidad de las rocas disminuye en base

al aumento de oxidación y la magnetización remanente en estas rocas es fácilmente removida.

Ciertos cristales de magnetita correspondientes a las muestras de la Granodiorita Elena-Granito Este

evidencian reemplazo parcial por goethita y hematita terrosa accesoria, generadas a partir de

meteorización.

La estabilidad de la magnetización remanente para muestras con evidencias de alteración penetrativa sobreimpuesta (Pórfido Este alterado) depende de la intensidad de alteración hidrotermal

que presenta, si bien la susceptibilidad tiende a ser baja y homogénea. Aquellos tipos de alteración

hidrotermal de alta sulfuración originan un desequilibrio de los óxidos de hierro, proceso

susceptible de producir una reducción del tamaño de la magnetita previa (multidominio → dominio simple) y/o su destrucción en base al particionamiento del hierro hacia los sulfuros de (Cu)-Fe.

Considerando además el signo positivo de la dirección característica para muestras con evidencias

de alteración cuarzo-sericita, probablemente su magnetización remanente fue adquirida en respuesta a

este fenómeno hidrotermal. El enriquecimiento supérgeno registrado en el yacimiento puede

producir la remagnetización química de las rocas, en función del tamaño que alcanzan los cristales

de hematita terrosa neoformada (volumen de bloqueo) y su abundancia. Para la Zona de Deformación Este la aleatoriedad de las propiedades magnéticas está controlada por los movimientos de la falla Mesabi (procesos de cataclasis y milonitización del protolito).

77

78

CAPITULO 3: ALTERACION HIDROTERMAL, PROPIEDADES MAGNETICAS Y MINERALOGIA FERROMAGNETICA DEL COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA (Granodiorita Fiesta-Antena). DISTRITO CHUQUICAMATA

-Petrografía y mineralogía magnética de la Granodiorita Fiesta y Granodiorita Antena.

-Resultados magnético-mineralógicos -Cristaloquímica de óxidos de Fe-Ti -Discusiones

79

3.1 INTRODUCCION

La Granodiorita Fiesta y Granodiorita Antena son dos intrusivos elongados de orientación

noreste pertenecientes al Complejo Intrusivo Fortuna (CIF, Dilles et al., 1997), localizados en el

distrito Chuquicamata. La Granodiorita Fiesta (Fortuna Clara) corresponde a la unidad litológica

de mayor volumen que aflora dentro de la mina Chuquicamata. Dada su clasificación dentro del

modelo de unidades geológicas (UG) de la mina como “intrusivo estéril” debido a su ley media

equivalente a 0.3% Cu, su estudio ha sido dirigido principalmente a la caracterización

petrográfica en relación a las unidades geológicas (UG) de la mina (Álvarez et al., 1980;

Ossandón et al., 2001; entre otros); determinación de edades radiométricas (Maksaev et al., 1994;

Lindsay, 1997; Dilles et al., 1997; Ballard, 2002) e interpretación de su emplazamiento dentro del

contexto geodinámico regional, en relación al movimiento relativo entre las placas Farallón-Sudamericana, como al desplazamiento de la Falla Oeste (Reutter et al., 1996; Tomlinson y

Blanco, 1997a y b; Dilles et al., 1997; McInnes et al., 2001; Tomlinson et al., 2001). Para la

Granodiorita Antena (Fortuna Gris), los trabajos realizados son de la misma naturaleza,

destinados a su caracterización composicional y temporalidad. Los prospectos asociados a ambas

unidades indican que ambos intrusivos pueden generar y/o ser la roca huésped de mineralización

susceptible de ser explotada fuera de los límites de la mina (Rosas, 2001).

Un estudio paleomagnético en el distrito Chuquicamata debe involucrar la descripción detallada

de las asociaciones mineralógicas magmático-hidrotermales presentes la Granodiorita Fiesta-

Antena, ya que estos resultados proporcionan una secuencia paragenética a partir de la que se

puede inferir cuándo se originan los óxidos de Fe-Ti y, por ende, el mineral portador de la

magnetización, indicando qué tipos de alteración hidrotermal son susceptibles de modificar la

señal magnética primaria de ambos intrusivos. En este capítulo se exponen sus resultados

magnéticos, mineralógicos y químicos, entregando además nuevas evidencias en relación a la

alteración post-magmática en granitoides menos alterados.

80

3.2 RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS EN EL COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA: GRANODIORITA FIESTA-ANTENA

3.2.1 MUESTREO

El muestreo realizado corresponde a 162 testigos paleomagnéticos en la Granodiorita Fiesta y

24 en la Granodiorita Antena (tabla 3.1), para los que fue realizado el análisis de sus

propiedades magnéticas en base al estudio magnético-mineralógico. Estas muestras fueron

perforadas in situ y/o en laboratorio desde bloques orientados y sondajes diamantina (DD). La

ubicación de los sitios y sondajes es ilustrada en la figura 3.1. Tabla 3.1: Ubicación de los sitios y sondajes DD muestreados para el estudio paleomagnético. En la tabla se indican los cortes transparente-pulido realizados para el estudio conjunto petrográfico-magnético-químico.

Ubicación Sitio o Sondaje En UTM En coord. Mina

Número de muestras

Cortes Transparente/pulido

Granodiorita Fiesta Fi1a Fi1b

Fi1c

7535511N / 509670E 22 Fi01a01 Fi01b06 Fi01c08 Fi01c09

Fi2 7536823N / 509664E 7 Fi0202 Fi0205

Fi3 Fi4

7536075N / 509016E 37 Fi3-0101 Fi4-0902

Fi5 7536637N / 509351E 2 Fi5-13 Fi6 7535037N / 508679E 7 Fi6-16 Fi7 7536395N / 510118E 12 Fi8 7536189N / 508228E 5 Fi8-31 Fi9 7536235N / 508452E 6

Fi10 7536850N / 508500E 2 Sond. 5767 N4524.1 / E2901.7 5 Sond. 5784 N3278.4 / E2625.4 4 Sond. 4369 (00SCHB)

N2481.4 / E2452.2 10 CH4369-132.7 CH4369-196.3

Sond. 3985 (00SCHD)

N4866.4 / E2444.4 12 CH3985-80.05 CH3985-184.4 CH3985-227.0

PZM-46 N5161.8 / E2021.8 20 PZM-47 N4369.1 / E1737.1 2 PZM-49 N3327.2 / E2158.2 9

Total 162 Granodiorita Antena

An1 7531865N / 506444E 14 An101A An2 7534905N / 503468E 10 An201A

Total 18 TOTAL INTRUSIVOS 186

Figura 3.1: Muestreo paleomagnético asociado a la Granodiorita Fiesta dentro de la mina y en sectores aledaños. Aquellos sitios correspondientes a la Granodiorita Antena se encuentran más hacia el este.

81

3.2.2 PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES

CORRESPONDIENTES A LA GRANODIORITA FIESTA-ANTENA GRANODIORITA FIESTA o Características. Roca holocristalina, inequigranular, de grano medio-grueso, hipidiomórfica,

textura porfírica, con variación de la proporción de masa fundamental según el sitio de muestreo

(aprox. 70-90% de fenocristales y 30-10% de masa fundamental, ANEXO C). Los fenocristales

corresponden a plagioclasa euhedral-subhedral, tamaños entre 0.5 y 4 mm, maclas de carsbald-

polisintéticas; y ortoclasa anhedral, tamaños entre 0.5-5 mm También existe hornblenda

subhedral-anhedral, de tamaños entre 0.5-2 mm, con inclusiones de opacos euhedrales-

subhedrales correspondientes a pseudomorfos de titanomagnetita con inclusiones ocasionales de

apatito hexagonal (Fig. 3.2.a y 3.4.b). Dependiendo del corte, se puede identificar biotita primaria

relicta, con evidencias de biotitización. Como mineral accesorio se observan fenocristales de

esfeno anhedral. La masa fundamental está constituida por un agregado de cuarzo, feldespato-K y

menor plagioclasa entrecrecidos, con contactos recto-lobulados y sinuosos. Eventualmente

aparece magnetita muy pequeña y regular.

82

Figura 3.2: Evidencias de alteración registrada en la Granodiorita Fiesta. (a) Cara basal de hornblenda con inclusiones de minerales opacos y parches de biotita a los que también se relacionan opacos (CH3985-227). (b) biotita primaria biotitizada, reconocible por la pérdida de su pleocroismo y “extinción a puntitos” a nícoles cruzados. Sobreimpuesto al anterior, existe cloritización en bordes y clivajes (Fi3-0101A). (c) Biotita primaria desgarrada, observándose el crecimiento de rutilo en los bordes (00CH0805). (d) plagioclasa arcillizada (CH3985-227).

83

o Alteración Hidrotermal. Estas rocas presentan alteración potásica, correspondiente al

reemplazo localizado de plagioclasa por feldespato-K. También hay biotitización en parches y

bordes de hornblenda, caracterizada por la asociación mineralógica biotita-rutilo-magnetita. Otra

evidencia de este tipo de alteración es la aparición de rutilo-magnetita en bordes y clivajes de

biotita primaria (Fig. 3.2.c). Sobreimpuesta existe cloritización de los ferromagnesianos. Los

feldespatos muestran además fracturamiento y reemplazo incipiente por arcillas-sericita (Fig.

3.2.d).

o Mineralogía Magnética. Los pseudomorfos irregulares (0.5-0.05 mm) en asociación con

fenocristales de hornblenda-biotita y/o accesorios en la masa fundamental de la Granodiorita

Fiesta, sugieren su relación con titanomagnetita y ocasional ilmenita primaria. Ambos minerales han

sufrido diferentes generaciones de exsolución en función del grado de oxidación propuesto por

Haggerty (1991). Las texturas que permiten inferir su cristalización magmática son detalladas a

continuación.

La textura LAMELLAR observada (estado de oxidación C3) se distingue por la presencia de lámellas

lenticulares correspondientes a ilmenitaSS y hematitaSS. Cuando son más gruesas tienen aspecto

sigmoidad tipo SYNEUSIS (estado de oxidación C3-C4). Ambas texturas se observan preferentemente

en la zona central del pseudomorfo. Los bordes de color más rosado (enriquecidos en ilmenita)

pueden no mostrar exsolución o bien, exhibir una textura “ATIGRADA” (estado de oxidación C4)

asociada a finas exsoluciones lamellares de hematitaSS (Fig. 3.3.a). Ocasionalmente, en el

pseudomorfo hay evidencias de exsolución previa tipo COMPOSITO (estado de oxidación C2-C3),

considerando el intercrecimiento de magnetita y sectores con textura lamellar-sigmoidal, con un

contacto microaserrado (Fig. 3.3.d y f). Las texturas de desequilibrio, en este caso, indican la

presencia de ilmenitaSS exsuelta previa (estado de oxidación C4). Cuando la biotitización es más intensa, dentro de los lentes sigmoidales de ilmenitaSS y

hematitaSS se generan microexsoluciones lamellares de ilmenita en hematitaSS (ilmenohematita)

y de hematita en ilmenitaSS (hemoilmenita). Para muestras con evidencias de oxidación más

avanzada, en sectores con exsolución lamellar-sigmoidal previa se observa una textura GRAFICA (estado de oxidación C6-C7) correlacionada con la formación de rutilo-pseudobrookita-hematita e

ilmenita residual (Fig. 3.3.c), mineral que puede presentar reemplazo por esfeno (Fig. 3.5).

84

La ilmenita magmática es escasa. Su presencia se infiere en base a texturas de exsolución

lamellar fina según el eje (0001) concentradas hacia el interior del cristal huésped (Fig. 3.3.b). La magnetita puede ser grande e irregular (0.5-0.05 mm) asociada a hornblenda y biotita

biotitizada y, eventualmente, coexistiendo con pseudomorfos de titanomagnetita previa. También

existe magnetita en la masa fundamental, pero de tamaño menor que la familia anterior (0.03-

<0.01 mm) y con formas cúbicas (euhedral-subhedral). Evidencias de oxidación de este mineral

se correlacionan con hematitización de sus bordes y fracturas, martitización (reemplazo a lo

largo del eje [111]), y/o maghemitización (sectores con textura “gusanoidal” blanca sin un patrón

determinado. Fig. 3.3), siendo este reemplazo relacionado a cloritización.

85

Figura 3.3: Texturas de oxidación asociadas a los diferentes óxidos de Fe-Ti descritos en la Granodiorita Fiesta. (a) Textura syneusis, correspondiente a la exsolución de lentes sigmoidales de hmilm e ilmht. A mayor aumento se observan microexsoluciónes dentro de las exsoluciones de mayor tamaño (CH3985-80.05). (b) Ilmenita con exsoluciones de hematita, textura “atigrada” (Fi205A). (c) asociación de biotita-magnetita y pseudomorfo de titanomagnetita, con exsolución tipo compósito de un miembro rico en Mt con alto Ti e ilmenita, la que posteriormente sufre un segundo reequilibrio a Mt+Ht+Psb+Rt+IlmRESIDUAL, (Fi1b06). (d) Agregado de Mt+pseudomorfo de ilmenita, con evidencias de reequilibrio, observándose sectores con exsolución lamellar y syneunis de Ilm-Ht, Mt, Ht+Psb+Rt+IlmRESIDUAL y reemplazo de Sph por Ilm (Fi1c09). (e) Mt euhedral martitizada en la masa fundamental (Fi301). (f) Exsolución tipo compósito en una titanomagnetita con nuevo reequilibrio, relacionado a las exsoluciones lamellares y granulares. Además hay reemplazos por Sph (gris, Fi205B). (a), (b), (e) y (f) luz reflejada. (c) y (d) Imágenes SEM. (Mt=magnetita; Ht=hematita; Ilm=Ilmenita; Psb=Pseudobrookita; Rt=Rutilo; Sph=Esfeno; Bt=biotita; HmIlm=Hemoilmenita; IlmHt=Ilmenohematita).

Figura 3.4: Pseudomorfo de titanomagnetita con inclusión de apatito magmático euhedral (Fi1b06A). (a) Imagen SEM. (b) Microfotografía a luz reflejada. (c) Análisis EDS de clorapatito. (d) detalle de una zona del pseudomorfo, a la que se realiza el mapeo del elemento ilustrado a continuación: (e) Fe; (f) Ti; (g) Ca; (h) Mn e (i) P. En estos diagramas se detalla claramente la partición del Fe y Ti respecto a la hematitaSS-ilmenitaSS, la preferencia del Mn por la IlmenitaSS y la inclusión de apatito.

86

87

Figura 3.5: Metasomatismo de ilmenita por esfeno, relacionado además a exsolución granular de rutilo-hematitaSS-pseudobrookita. Esto es indicado principalmente por la concentración en las bandas más oscuras de los cationes Ca y Si, así como las diferencias entre la luminosidad de color para el catión Ti, más concentrado en el rutilo. También se observan microinclusiones de apatito, identificado por la concentración de Ca en el círculo de la parte inferior derecha de la microfotografía (Fi205).

GRANODIORITA ANTENA

o Características. Roca holocristalina, predominantemente inequigranular, de grano medio-

grueso, hipidiomórfica, porfírica (Fig. 3.6.c), con un 40-60% de fenocristales y 60-40% de masa

fundamental (ANEXO C). Otros autores describen esta roca como equigranular (Rosas, 2001;

Ballard, 2002). A escala macroscópica, las muestras de esta unidad son más grises que la

Granodiorita Fiesta (color distintivo).

Los fenocristales corresponden a plagioclasa euhedral-subhedral, entre 1-3 mm, tabulares, con

macla de carlsbad-polisintéticas y zonaciones que pueden ser difusas. Ocasionalmente se

observan inclusiones de opacos euhedrales <0.01 mm. El feldespato potásico es anhedral

(ortoclasa), de tamaño similar a la plagioclasa. La biotita es anhedral, entre 0.5-1.5 mm, en

coexistencia con minerales opacos y/o en cúmulos con hornblenda. Ocasionalmente forma

bandas alargadas (Fig. 3.6.a). La hornblenda es más escasa, euhedral-subhedral. Como accesorio

aparece esfeno asociados a opacos irregulares. La masa fundamental es un agregado de cristales

entrecrecidos de cuarzo y feldespato-K bien definidos, con contactos rectos-lobulados, escasa

recristalización y opacos euhedrales diseminados (Fig. 3.6.c).

o Alteración Hidrotermal. Los tipos de alteración hidrotermal reconocidos en la Granodiorita

Antena son los siguientes: biotitización de hornblenda y biotita, en bordes y con textura de

“parches” (biotita secundaria-rutilo-magnetita), si bien la biotita primaria puede conservar su

pleocroismo y extinción distintiva. Sobreimpuesta existe cloritización retrógrada, que afecta tanto

a los ferromagnesianos de origen magmático como hidrotermal. Además, los feldespatos

evidencian un reemplazo incipiente por arcillas.

88

Figura 3.6: Evidencias de alteración en la Granodiorita Fiesta. (a) Biotitas recristalizadas alineadas, asociadas a opacos. En la esquina izquierda de la fotografía se observan cloritización de biotita (An1-2001A). (b) Pseudomorfo de hornblenda con inclusiones de opacos y parches de biotita. (An2-4001A). (c) Textura porfírica de la Granodiorita Antena, con dos poblaciones de tamaño de cristal (An2-4001A). (d) Megacristal de plagioclasa con inclusiones de magnetita (An1-2001A).

o Mineralogía Magnética. Los minerales ferromagnéticos en esta unidad corresponden a

magnetita y aquellos derivados del desequilibrio de titanomagnetita primaria, cuya naturaleza se

puede inferir a partir del análisis de las texturas de exsolución identificadas. La magnetita se

presenta asociada a biotita (0.5-0.1 mm), como inclusiones en plagioclasa (0.1-0.02 mm) y

eventualmente diseminada (>0.01 mm, fig. 3.6.d). Ciertos cristales de mayor tamaño evidencian

martitización en los bordes del cristal, aunque cuando la oxidación es más intensa, este fenómeno

se relaciona a “enrejados triangulares” que lo afectan por completo (Fig. 3.7.a). También existe

maghemitización irregular sectorizada (texturas gusanoidales blanco-gris) y hematitización en

bordes y fracturas.

Los pseudomorfos de titanomagnetita están asociados a biotita-hornblenda. Son irregulares,

presentan inclusiones de apatito y pueden coexistir con circón (Fig. 3.7.c). Las exsoluciones

89

identificadas son de tipo SYNEUSIS y LAMELLARES de ilmenitaSS-hematitaSS gruesas, más escasas

que en la Granodiorita Fiesta y con un predominio del miembro ilmenitaSS (Fig. 3.7.b). También

se puede presumir la presencia previa de exsoluciones tipo compósito, en función de la

distribución de los sectores enriquecidos en uno u otro mineral (serie titanohematitas). Si bien se

distinguen lámellas gruesas remanentes en los pseudomorfos, la textura GRAFICA producto de la

formación de agregados microgranulares de hematita-rutilo-pseudobrookita las oblitera

parcialmente (Fig. 3.7.c). Cuando hay un mayor desarrollo de las evidencias de oxidación, se

observa solamente rutilo gráfico residual (Fig. 3.7.d).

Figura 3.7: Texturas de oxidación asociada a los diferentes óxidos de Fe-Ti descritos en la Granodiorita Antena. (a) Martitización en bordes y a lo largo del eje (111) de magnetitas en la masa fundamental (An2-4001A). (b) Pseudomorfo de titanomagnetita, donde se observa un sector con exsoluciones lamellares gruesas de IlmSS con lentes sigmoidales de HtSS, exsoluciones de Ilm+Rt+Psb y Ht+Rt+Psb (An1-2001A). (c) Agregado de Mt+pseudomorfo de Ilm coexistiendo con circón. Presenta evidencias de exsolución-oxidación extrema, correspondiente a RtRESIDUAL y la asociación Ht+Rt. (d) detalle de la imagen anterior, que muestra una zona con Rt granular dentro del pseudomorfo. (a) y (b) Microfotografías luz reflejada. (c) y (d) Imágenes SEM. (Mt=magnetita; Ht=hematita; Ilm=Ilmenita; Psb=Pseudobrookita; Rt=Rutilo; Zr=Circón).

90

3.2.3 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA EN LA

GRANODIORITA FIESTA-ANTENA

ANALISIS DE MAGNETISMO REMANENTE ISOTERMAL (IRM)

Las curvas IRM asociadas a ambos granitoides estudiados indican la presencia de un mineral

poco coercitivo (rápida adquisición de magnetización en las primeras etapas del experimento),

diferenciándose, a lo menos, dos grupos (Fig. 3.8). El primero, cuyo campo magnético de

saturación es menor a 100mT, corresponde a muestras del sitio Fi1 (Granodiorita Fiesta) y

probablemente se relaciona a la magnetita irregular de gran tamaño identificada

petrográficamente, característica que controla la formación de numerosos dominios intramineral

(Butler & Barnejee, 1975). El segundo grupo no alcanza una saturación completa a 200-270 mT,

si bien en este rango ya ha alcanzado más del 95% de la magnetización total. Lo anterior se

correlaciona con magnetita predominante, de menor dimensión que en el caso anterior, y

cantidades subordinadas de hematita (y/o mineral de alta coercividad), responsable de la

adquisición de magnetización posterior a 270 mT. Cabe destacar que la señal magnética de la

magnetita reconocida en el primer grupo es tan intensa que podría enmascarar aquella vinculada a

fases mineralógicas romboedrales (hematitaSS-ilmenitaSS). Dentro de este grupo también se puede

encontrar análisis de la Granodiorita Antena (An1-2001A).

Figura 3.8: Curvas IRM asociadas a muestras de la Granodiorita Fiesta y Granodiorita Antena. El color es representativo de cada uno de estos intrusivos (en base al mapa geológico del distrito).

91

ANALISIS DE CAMPO COERCITIVO REMANENTE (HCr)

Las curvas de pérdida de magnetización asociadas a la Granodiorita Fiesta muestran un valor

de Hcr bajo (entre 8-28 mT), lo que se correlaciona con la presencia de magnetita. El intervalo

señalado indica variabilidad del tamaño predominante de los cristales en las muestras analizadas,

lo que influye en la capacidad de retener magnetización de las mismas (parámetro dependiente

del número de dominios). Cabe destaca los valores de Hcr obtenidos para las muestras Fi7-2801A

y Fi1c09B, claramente relacionados a cristales multidominio. Los resultados correspondientes a

la Granodiorita Antena no tienen una diferencia significativa con el caso antes descrito, ya que

sus valores de Hcr (25-26 mT) son similares a aquellos más altos dentro del rango previamente

definido.

La comparación con un análisis correspondiente a la Granodiorita Elena cloritizada y

hematitizada sugieren un menor grado de oxidación de los intrusivos analizados (Fig. 3.9).

Figura 3.9: Gráfico de variación de magnetización inducida v/s intensidad magnética adquirida normalizada para muestras asociadas a la Granodiorita Fiesta y Antena. A modo comparativo se ubica también una muestra de la Granodiorita Elena.

92

CURVAS SUSCEPTIBILIDAD (K) VERSUS TEMPERATURA (T)

En general, en la Granodiorita Fiesta estos resultados principalmente indican la presencia de

magnetita, asociada al quiebre de susceptibilidad a los 580°C (Fig. 3.10.b y c); y magnetita ±

maghemita, consecuente con descenso de la susceptibilidad a los 350°C (Fig. 3.10.a y d),

evidencias que se correlacionan con biotitización, cloritización y menor alteración supérgena

reconocidas previamente (petrografía). Cabe destacar la forma de la curva de una anfíbola

(hornblenda) perteneciente a esta unidad (Fig. 3.10.e), que permite inferir la existencia de

inclusiones de magnetita. Sin embargo, la diferencia de susceptibilidad entre la trayectoria de

calentamiento-enfriamiento sugiere además que los óxidos de Fe-Ti previamente descritos

podrían generar pequeñas cantidades de magnetita en base a las condiciones en que se realiza el

experimento (aire). Para la Granodiorita Antena, las curvas permiten identificar tanto magnetita

como menor maghemita (An02-3901A).

Figura 3.10: Gráficos de susceptibilidad magnética (k) versus temperatura (T) para muestras pertenecientes a la Granodiorita Fiesta y Antena. De éstos se puede deducir ciertas familias de minerales magnéticos presentes en estas rocas, en función de los quiebres de las curvas analizadas.

93

3.2.4 CRISTALOQUÍMICA DE MINERALES MAGNETICOS EN EL SISTEMA

FORTUNA-ANTENA

Dada la complejidad de las asociaciones de minerales ferromagnéticos identificadas a nivel

petrográfico-magnético, a continuación se presentan los resultados de su caracterización

geoquímica. Su análisis permite definir rangos composicionales dentro de la serie de solución

sólida correspondiente y estimar cualitativamente sus condiciones de oxidación-exsolución, para

deducir su correlación con ciertos tipos de alteración hidrotermal en base al control que ejercen

esto minerales en la respuesta magnética de la roca (Robinson et al., 2002, 2004).

GRANODIORITA FIESTA

La figura 3.11 en conjunto con la tabla 3.2 ilustran algunos resultados analíticos en minerales

de esta unidad con sus respectivos puntos de análisis. El resto de los datos, así como el cálculo de

la fórmula estructural respectiva se presentan en el ANEXO D. Para efectos de clasificación se

utilizó el diagrama ternario de composición de óxidos de Fe-Ti (O’Reilly, 1984). El cálculo del

porcentaje de los miembros extremos consideró las sustituciones catiónicas en los sitios R4+ (Ti4+,

Si4+), R3+ (Al3+, V3+, Cr3+) y R2+ (Mg2+, Mn2+), para así obtener una composición más

representativa dentro de la solución sólida. En general, estos resultados indican una coexistencia

de fases rombohedrales (ilmenitaSS-hematitaSS) y cúbicas (magnetita), en acuerdo a lo observado

en subsecciones previas (tabla 3.3).

Los miembros de la serie de solución sólida (SS) de las titanohematitas se separan, salvo

excepciones, en dos intervalos composicionales: el primero corresponde al rango Ilm95-Ht10 e

Ilm70-Ht30 y el segundo, Ilm30-Ht70 e Ilm35-Ht65, ambos relacionados preferentemente a

exsoluciones lamellares en pseudomorfos de titanomagnetita (fig. 3.12). Los resultados más

cercanos al miembro ilmenita (>Ilm95) pertenecen a los bordes de estos pseudomorfos, donde este

mineral evidencia menor exsolución LAMELLAR de hematita y/o a los escasos cristales de

ilmenita con textura “ATIGRADA” identificados previamente. Aquellas composiciones más

cercanas a hematita (<Ilm20) se relacionan a exsoluciones GRAFICAS de la asociación rutilo-

pseudobrookita-hematita. Cabe mencionar que ciertos análisis tienen un sesgo intrínseco, ya que

las microexsoluciones lamellares en titanohematita tienden a ser menores a 4 micrones.

94

95

El análisis comparativo de los porcentajes de óxidos en los minerales estudiados es ilustrado

en las figuras 3.13 y 3.14. Estos gráficos sólo consideraron aquellos valores superiores a 0.01 %

wt, correspondiente al límite de detección. Para miembros de la serie de las titanohematitas, los

altos porcentajes de MnO en ilmenitaSS (1-20% wt) respecto a los resultados obtenidos para otros

óxidos (0.01-1% wt) determinan la utilización de una escala logarítmica, facilitando así su

correlación directa.

Figura 3.11: Oxidos de Fe-Ti en la granodiorita Fiesta, indicando los puntos de análisis por microsonda. (a) Magnetita asociada con calcopirita (Fi1b06B). (b) Pseudomorfo de titanomagnetita con exsoluciones lamellares de IlmSS-HtSS y granulares de Rt+Ht+Psb+IlmRESIDUAL (Fi1b06B). (c) Pseudomorfos de titanomagnetita, con exsoluciones granulares de Ht+Rt+Psb (Fi1c09). (d) Pseudomorfo de titanomagnetita con exsoluciones remanentes tipo compósito, determinado por la presencia de Mt; exsoluciones de lamellares IlmSS-HtSS, granulares de Rt+Ht+Psb+IlmRESIDUAL y reemplazo de Ilm por Sph (Fi1c09B). (a), (b) y (c) microfotografías a luz reflejada. (d) Imagen SEM. (Mt=magnetita; Ht=hematita; Ilm=Ilmenita; Psb=Pseudobrookita; Rt=Rutilo; Sph=Esfeno).

96

Tabla 3.2: Resultados de microsonda asociados a la figura 3.11. Los datos se presentan con la corrección Fe2+/Fe3+ calculada según metodología (ver ANEXO D).

Fi1b06B-F1b Fi1b06B-F2a Fi01c09R-F1ddet Fi1c09B-F4bdet ANALISIS 1 2 3 4 8 9 10 11 12 57 58 59 60 61 62 47 48 49 50 51 52

SiO2 0.00 0.00 0.02 0.05 30.46 0.03 0.06 0.04 0.00 0.02 30.59 0.00 0.01 0.00 0.04 0.05 12.86 0.02 0.02 0.00 0.04 TiO2 0.01 0.11 0.11 0.00 38.48 0.44 18.28 14.85 48.38 48.81 37.87 0.40 96.44 9.76 49.19 15.13 18.28 47.82 14.09 0.40 0.78 Al2O3 0.05 0.00 0.01 0.06 1.01 0.23 0.00 0.06 0.00 0.01 0.77 0.07 0.01 0.01 0.00 0.06 0.69 0.01 0.08 0.10 0.09 Fe2O3 97.67 99.55 68.90 68.86 1.83 67.55 62.28 70.00 6.35 5.04 1.52 68.11 1.81 80.95 5.81 68.82 56.28 8.30 71.39 67.92 66.92FeO 0.00 0.00 30.70 30.76 0.09 30.64 12.29 11.58 40.43 40.95 0.00 30.70 0.00 8.39 24.45 11.00 0.00 31.08 10.72 31.01 31.51MnO 0.08 0 0.11 0.23 0.08 0.24 3.39 1.55 2.16 2.28 0.17 0.27 0.04 0.32 19.06 1.63 0.47 10.90 1.55 0.13 0.13 MgO 0.02 0.09 0.00 0.05 0.00 0.00 0.17 0.01 0.25 0.09 0.02 0.00 0.03 0.00 0.08 0.10 0.00 0.40 0.09 0.05 0.00 CaO 0.00 0.00 0.01 0.01 28.24 0.08 0.06 0.02 0.13 0.39 28.51 0.00 0.07 0.05 0.12 0.32 10.02 0.00 0.02 0.08 0.03 Na2O 0.05 0.02 0.07 0.00 0.00 0.07 0.08 0.04 0.06 0.00 0.02 0.07 0.00 0.00 0.00 0.09 0.08 0.03 0.04 0.01 0.00 K2O 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.02 0.02 0.00 0.00 0.08 0.00 0.02 0.02 0.01 0.00 0.01

Cr2O3 0.02 0.01 0.04 0.03 0.04 0.03 0.02 0.07 0.00 0.01 0.05 0.03 0.00 0.04 0.01 0.04 0.00 0.00 0.05 0.06 0.05 TOTAL 97.87 99.81 99.97 100.08 100.23 99.32 96.64 98.22 97.77 98.73 99.54 99.65 98.40 99.51 98.82 97.25 98.70 98.57 98.06 99.75 99.56

FORMULA ESTRUCTURAL N° Oxígeno 6 6 4 4 5 4 6 6 6 6 5 4 2 6 6 6 4.78 6 6 4 4

Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.48 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 0.60 1.68 0.00 0.00 0.95 0.01 0.74 0.59 1.88 1.90 0.94 0.01 0.98 0.39 1.89 0.61 0.51 1.84 0.57 0.01 0.02 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.01 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 2.79 0.64 2.00 1.99 0.05 1.97 2.52 2.80 0.25 0.20 0.04 1.98 0.02 3.22 0.22 2.78 1.57 0.32 2.87 1.97 1.95 Fe2+ 0.49 1.10 0.99 0.99 0.00 0.99 0.55 0.52 1.75 1.77 0.00 0.99 0.00 0.37 1.04 0.49 0.00 1.33 0.48 1.00 1.02 Mn2+ 0.11 0.55 0.00 0.01 0.00 0.01 0.15 0.07 0.09 0.10 0.00 0.01 0.00 0.01 0.82 0.07 0.01 0.47 0.07 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.03 0.01 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.01 0.02 1.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.02 0.40 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

TOTAL 4.00 4.00 3.00 3.00 3.02 3.00 4.00 4.00 4.00 4.00 3.02 3.00 1.01 4.00 4.00 4.00 3.00 4.00 4.00 3.00 3.00 MINERAL Hem Hem Mt Mt Sph Mt TiHt? TiHt Ilm Ilm Sph Mt Rt TiHt Ilm TiHt Psb? Ilm TiHt Mt Mt

97

Tabla 3.3: Resultados seleccionados de microsonda para óxidos de Fe-Ti de la Granodiorita Fortuna.

MINERAL IlmenitaSS HematitaSS Magnetita TitanoMaghemitaSSMUESTRA CH3985-80.05 CH4369-169.3 CH3985-80.05 CH4369-169.3 CH3985-80.05 CH4369-169.3 CH4369-169.3 ANALISIS 1 3 15 5 6 5 8 22 7 10 11 3 12 11 27 28

SiO2 0.02 0.02 0.00 0.05 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.05 0.00 0.00 TiO2 49.33 48.49 47.23 45.87 46.40 18.12 16.51 16.11 18.57 17.10 0.02 0.03 0.08 0.05 41.50 34.54 Al2O3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.06 0.00 0.02 0.09 0.03 0.07 0.15 0.15 0.21 0.01 0.00 Fe2O3 6.76 8.37 10.78 14.48 12.80 64.33 67.65 68.82 65.13 66.93 68.59 68.51 68.57 68.82 7.35 20.90 FeO 37.89 38.12 36.64 34.19 31.38 15.43 14.13 13.86 15.08 14.05 30.95 30.89 30.86 31.01 46.16 41.33 MnO 5.45 4.86 5.46 5.43 8.85 0.73 0.69 0.59 1.07 0.75 0.01 0.10 0.29 0.25 4.35 2.78 MgO 0.46 0.31 0.11 0.75 0.70 0.06 0.01 0.01 0.27 0.18 0.00 0.00 0.00 0.05 0.16 0.23 CaO 0.01 0.02 0.08 0.21 0.10 0.00 0.00 0.00 0.04 0.19 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00

Na2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K2O 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

Cr2O3 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.11 0.03 0.07 0.03 0.00 0.04 0.04 0.06 0.02 0.00 TOTAL 100.01 100.18 100.29 100.99 100.29 98.73 99.10 99.45 100.33 99.27 99.65 99.72 100.01 100.49 99.56 99.77

FORMULA ESTRUCTURAL Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 1.87 1.84 1.79 1.72 1.76 0.72 0.66 0.64 0.72 0.68 0.00 0.00 0.00 0.00 1.10 0.92 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 0.26 0.32 0.41 0.55 0.48 2.56 2.69 2.72 2.54 2.65 2.00 1.99 1.99 1.98 0.20 0.56 Fe2+ 1.60 1.61 1.55 1.43 1.32 0.68 0.62 0.61 0.65 0.62 1.00 1.00 0.99 0.99 1.36 1.23 Mn2+ 0.23 0.21 0.23 0.23 0.38 0.03 0.03 0.03 0.05 0.03 0.00 0.00 0.01 0.01 0.13 0.08 Mg2+ 0.03 0.02 0.01 0.06 0.05 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

TOTAL 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 2.80 2.80

Figura 3.12: Diagrama ternario de clasificación de óxidos de Fe-Ti para los análisis de la Granodiorita Fiesta. En el gráfico se observan los dos grupos diferenciados de composición de la serie de las titanohematita, la familia correspondiente al miembro extremo magnetita, y el rutilo asociado a las texturas gráficas observadas en algunos pseudomorfos de titanomagnetita. Las imágenes SEM acompañan los análisis mineralógicos, para una mejor comprensión de las características de los minerales analizados.

Aquellos miembros cuyas composiciones son más cercanas a la ilmenita, presentan además

valores relativamente altos de MgO y, en relación a la hematita, mayor concentración relativa de

K2O. Por el contrario, si la composición es más cercana a la hematita, los valores de V2O3, Cr2O3

y Al2O3 son mayores que en la ilmenitaSS (Fig. 3.13.a y b). Para la magnetita, los altos

porcentajes de FeOT (90-94% wt.) subordinan el contenido del resto de los óxidos analizados a

una cantidad total menor al 1% wt. Al aplicar la corrección de Fe2+/Fe3+, los porcentajes de FeO y

Fe2O3 calculados corresponden a 30-32 y 67-70 % wt. respectivamente. Este mineral evidencia

concentraciones accesorias decrecientes de TiO2 (0-0.6% wt.), MnO (0.01-0.5% wt.), Al2O3 (0-

0.09% wt.) y Cr2O3 (0-0.07% wt., Fig. 3.10.c).

98

99

En líneas generales, las características anteriormente descritas para ilmenitaSS y hematitaSS

son corroboradas por los gráficos de sustitución de Mg, Mn, Cr, V y Al (Robinson et al., 2001),

identificándose claramente los dos intervalos composicionales (Fig. 3.14). La razón Mg/R2+, que

señala el grado de sustitución de Fe2+ por Mg2+ es heterogénea y predominantemente baja para

ambos minerales, implicando un escaso porcentaje de geikielita (MgTiO3) en su estructura, si

bien algunos resultados de ilmenita son un poco más altos. Para el Mn2+, esta razón es mucho

más alta y homogénea, entre 0.09-0.23 y 0.03-0.08 para ilmenitaSS y hematitaSS respectivamente.

Esto indica que las composiciones más cercanas a la ilmenita tienen una componente entre un 9 y

23% de pirofanita (MnTiO3), confirmando la concentración de este catión en este mineral. Los

valores de Mn2+ en hematitaSS se correlacionan con sus contenidos de Ti4+, asociados a las

microexsoluciones lamellares de ilmenita que presenta. De todo lo anterior se deduce la relación

directa entre el reemplazo de Fe2+ por Mn2+ y la razón de sustitución acoplada 2Ti/(2Ti+R3+). El

Cr3+ muestra una razón de sustitución por Ti4+ más amplia y mayor en aquellos miembros más

cercanos a la hematitaSS que a ilmenitaSS, implicando un mayor porcentaje de la componente

eskolaita (Cr2O3) dentro de su estructura. Junto con el Mn, el V3+ muestra una preferencia por

composiciones más próximas a la hematitaSS, con un porcentaje de karelinita (V2O3) entre 4-7%.

Finalmente para el Al3+ los resultados indican una preferencia menor de este elemento por la

hematitaSS. En el grupo constituido por composiciones intermedias entre ilmenita-hematita, los

cationes antes descritos tienen concentraciones promedio en función de las señaladas para los

miembros extremos. Este tipo de análisis no se puede realizar para magnetita, porque los

resultados de elementos mayores (a excepción del Fe) son muy bajos, lo que afecta el cálculo de

su fórmula estructural (tolerancia decimal utilizada: > 0.001).

Los resultados correspondientes a maghemita y titanomaghemita muestran composiciones

catiónicas intermedias entre magnetita-hematita y/o titanohematita, respectivamente.

Figura 3.13: Gráficos de logaritmo de porcentaje en peso en óxidos para hematitaSS e ilmenitaSS, que permite establecer intervalos composicionales para cada elemento y comparar entre ambos minerales. (a) Todos los análisis para estructuras romboédricas. Se excluye el Fe y Ti debido a sus altos valores. (b) Resultados seleccionados de lamellas contiguas en pseudomorfos de titanomagnetita. En este caso fue medido el V. (c) Gráfico de porcentaje en peso en óxidos para magnetita. Cabe destacar que el promedio del intervalo de análisis por óxido tiende a ser bajo, con evidencias de efecto “pull-up” que determinan, en parte, el mayor valor de concentración promedio para algunos óxidos en magnetita.

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Figura 3.14: Análisis seleccionados de ilmenitaSS y hematitaSS lamellar, graficados en términos de la razón de sustitución acoplada 2Ti/(2Ti+R3+) y la razón de sustitución catiónica: (a) Mg/R2+. (b) Mn/R2+. (c) Cr3+/(2Ti+R3+). (d) V3+/(2Ti+R3+). (e) Al3+/(2Ti+R3+).

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mineralogia magnetica y paleomagnetismo en los...

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